Сейсмичность как выражение современного тектогенеза Кузнецова, Кириена Ивановна

Рис. 1. Типы деформационных структур

I — поднятие горизонтального сокращения (сжатия); II — поднятие вертикального сокращения (сжатия); III — впадина вертикального удлинения ("люковая"); IV — впадина горизонтального удлинения. Условные обозначения: 1 — е-гг > 0, удлинение; 2 — t_Zz < 0, сокращение; 3 — внешние силы; 4 — земная поверхность

Очевидно, что для возникновения структур I-IV типов (рис.1) необходимы разные внешние усилия. Для реализации структур I типа должны действовать горизонтальные сжимающие силы. Возникновение структур II тина обеспечивают вертикальные сжимающие силы. Геологи называют такие структуры "штамновы-ми". Структурам III типа можно предложить образное название "люковые" впадины. Они могут возникнуть под действием силы, направленной вниз, в недра. Для формирования IV типа — грабеноподобных впадин — требуются горизонтальные растягивающие силы.

Горизонтальные компоненты тензора СТД во II и III типах и вертикальная компонента в IV типе могут быть как положительными, так и отрицательными, что определяет соответствующие

подтипы структур.. В плоском случае их восемь, в трехмерном — шестнадцать.

Допустим соосность тензоров деформаций и напряжений и вертикальность одной из главных осей. Тогда для плоского случая, изображенного на рис.1, соотношения между алгебраическими величинами главных напряжений (горизонтального — ось х и вертикального — ось z) будут следующими:

II тип — a_z < а_х < О,
I тип — а_х < o_z < 0; '

или сг_г < а_х а_х > 0;

III тип — а_х < О, сг_г > 0, .

0, <г_г>0, ^{IV п}-^>> *.<У (2)

Следует оговорить, что эта классификация правомерна только в случае, если формирование рельефа и развитие СТД происходят синхронно.

1.2. Статистика совокупности трещин как функция напряженного состояния материала

Из широкой практики материаловедения, а также из специальных экспериментов [Mogi, 1964; Scholz, 1966; Logan, 1978] известно, что общее число трещин, реализующихся в нагруженном материале, а также распределение числа трещин по их размерам зависят от напряженного состояния, в котором находится тело, а именно от соотношения девиаторной и шаровой частей полного тензора действующих напряжений. С ростом девиатора (касательных напряжений) уменьшается число и увеличивается преобладающий размер трещин, а с ростом шаровой части тензора (всестороннего давления) происходит обратное — число трещин растет, преобладающие размеры их уменьшаются. Таким образом, разность и сумма главных напряжений определяют статистических! характер разрушения. Предельными случаями являются общеизвестные хрупкое разрушение и пластическая деформация тел.

Аналогичный переход может быть вызван также изменением скорости деформирования тела или величиной приложенного внешнего напряжения и контролируется временем релаксации напряжений в материале как функцией действующих напряжений [Кузнецова, 1969; Виноградов и др., 1975].

В зависимости от напряженного состояния меняется уровень и угол наклона прямой распределения числа импульсов по энергии (график повторяемости). В лабораторных экспериментах параметр 7 варьирует в зависимости от всестороннего давления и дифференциального напряжения от 0,2 до 0,7 и более [Mogi, 1964; Scholz, 1966; Logan, 1978]. Есть основания ожидать, что в природных условиях вариации параметров графика повторяемости землетрясений Аиу тоже несут информацию о вариациях напряженного состояния горных масс в соответствующих объемах.

На рис.2 предложено качественное обобщение описанных закономерностей. По оси абсцисс отложена величина Р, пропорциональная шаровой части полного тензора напряжений — сумме главных значений. По оси ординат — величина D, пропорциональная девиатору тензора. Для конкретности будем считать, что это наибольшая разность главных значений сг_ее.

Горизонтальная штриховка показывает уровень сейсмичности. Под этим можно подразумевать сейсмическую активность или общее число сейсмических событий. Вертикальная штриховка — тангенс угла наклона графика повторяемости 7, для которого Н.В. +П1ебалиным был предложен термин "сейсмическая дробность". Частая штриховка обозначает высокие значения соответствующего параметра, редкая — низкие. Очевидно, что при принятой двоичной градации обозначений A, j имеется четыре комбинации их, описывающие четыре типа графика повторяемости. Эти типы определенным образом расположены в разных частях плоскости координат (Р, D).

Схема рис.2 отражает противоположное влияние, которое оказывают на статистику совокупности трещин девиаторная и шаровая части полного тензора напряжений. Наиболее напряженный,

_llll!

Рис. 2. Гипотетическая зависимость сейсмической активности А и сейсмической дробности 7 т структуры тензора напряжений

Р — шаровая часть тензора напряжений; D — девиаторяая часть. Пояснения в тексте. 1 — низкая Л; 2 — высокая А; 3 — низкая 7; 4 — высокая 7

опасный сейсмический режим соответствует верхней правой части схемы, наиболее "вялый"— нижней левой. В остальных частях видны различные случаи сочетания параметров графика повторяемости. Поскольку на рис.2 по оси абсцисс отложена величина, пропорциональная сумме главных напряжений, а по оси ординат — величина, пропорциональная их же разности, то изменение во времени в некотором объеме хотя бы одного из главных напряжений и хотя бы по абсолютной величине означает перемещение точки по фазовой плоскости (Р, D), что в реальности может привести к изменениям любого из параметров графика повторяемости А, 7 или обоих синхронно.

Условия возникновения сильных землетрясений схемой рис.2 не описываются. Но фактически известно, что большие землетрясения возникают в очень разной сейсмической обстановке. Надо полагать, что сейсмические и другие геофизические явления, сопутствующие большим землетрясениям, а также параметры их очагов (отношение энергии к сейсмическому моменту, сброс напряжений и др.) должны зависеть от положения точки на плоскости (F, D), т.е. от структуры напряженного состояния очаговой области.

II. 1. Памиро-Тяныпаньский регион

Сейсмотектонические деформации верхней мантии и сейсмо-деформационные¹ структуры коры. Для картирования шести компонент тензора СТД (е_хх, е_уу, e_Z2, е_ху, e_yz, e_zx) использовались региональные каталоги механизмов очагов землетрясений [Землетрясения в СССР, 1970-1988; Землетрясения Средней Азии и Казахстана, 1979-1986], а для слабых событий (К < 10), также рабочие материалы Н.Х. Багмановой, Л.М. Матасовой, A.M. Мура-лиева, С.С. Сейдузовой, О.В. Соболевой [Кузнецова и др., 1995]. Общее число использованных землетрясений с установленным механизмом очага — около 4000.

Работа проведена для территории 36-44с.ш. и 66-79в.д., т.е. от северной границы Тянь-Шаньского горного сооружения до Па-мирского поднятия включительно и от Таджикской депрессии до Китайского Тянь-Шаня (рис.3).

.Очаги землетрясений в рассматриваемом регионе располагаются как в коре, так и в верхней мантии. Зона верхнемантийных памиро-гиндукушских землетрясений имеет в плане вид продолговатого тела, юго-западная часть которого располагается на глубине 180-250 км, а северо-восточная — на глубине 100-140 км.

^]Ниже для краткости будем называть их просто деформационными структурами.

Рис. 3.

Вертикальная компонента СТД в юго-западной и центральной частях положительная (e_Z2 > 0),— происходит удлинение по вертикали. В северо-восточной части она, так же как и в вышележащей коре, отрицательная (e_zz < 0) — происходит вертикальное расплющивание как верхних, так и более глубоких частей литосферы.

Деформационные структуры земной коры показаны на карте (рис.3) , полученной в результате наложения карты знака е_г2 на карту новейшей тектоники [Карта..., 1971].

На карте выделены области, в которых в новейшее время происходило поднятие, и области, в которых в это время происходило опускание земной поверхности. В совокупности с двумя знаками карты е_г2 это дало четыре обозначения на карте (см. рис.3), соответствующие четырем основным типам структур (см. рис.1). Кроме того, на карте в условных обозначениях показаны алгебраические знаки горизонтальных компонент СТД [е_хх и е_уу).

В регионе присутствуют все четыре типа структур (см. рис.1) — оба вида поднятий и оба вида впадин. Деформационные структуры I типа (поднятия горизонтального сокращения) занимают около половины всей площади региона. Большая часть структур II типа (поднятия вертикального сокращения) имеет вид вытянутых и ветвящихся пятен. Наиболее изометричная и самая большая из них — Памирское поднятие. Структуры II типа местами

Рис. 3. Карта сопоставления направления движения земной поверхности Памиро-Тяньшаня в новейшее время со знаком вертикальной компоненты t_zt в период инструментальных наблюдений 1955-1989 гг.

1-8 —компоненты СТД в коре: 1-4 — типы структур (I—IV, рис.1.): 1 — вертикальное удлинение на поднятиях, 2 — вертикальное сокращение на поднятиях, 3 — вертикальное удлинение во впадинах, 4 — вертикальное сокращение во впадинах; 5-8 — горизонтальные компоненты (5,7 — меридиональные, 6,8 — широтные); сплошные линии — сокращения; штриховые линии — удлинения; 9,10 — компоненты СТД в верхней мантии; 11-13 — совместное изображение вертикальных компонент СТД в коре и в верхней мантии; 14 - эпицентры землетрясений: а — М > 7, б — 5 < М <7; 15 — контуры поднятий, развивающихся под впадинами; 16 — государственная граница бывшего СССР; 17 — область пониженных скоростей продольных волн в мантии (ДТ/^, = —1%); 18 — область повышенных скоростей продольных волн в мантии (AV^, — 3%). Карта составлена Н.Х. Багмановой, Л.М. Матасовой, A.M. Муралиевым, С.С.Сейдузовой, О.В. Соболевой, К.И. Кузнецовой

имеют простирание, близкое к простиранию современных хребтов — Чаткальского, Кураминского в Западном Тянь-Шане, местами же, например в Северном и Центральном Тянь-Шане, никак с хребтами не коррелируются. Субмеридиональное ("антитянь-шаньское") простирание структур региона вообще известно геологам [Резвой, 1965; Рогожин, 1991]. Кое-где структуры II типа появляются на территории современных впадин (Иссык-Кульская, Ферганская). Это наводит на мысль, что под Памиро-Тяньшанем идет процесс локального воздымания, и создаваемые им структуры уже как бы просвечивают через структуры, сформированные ранее.

Структуры III типа ("люковые") — это главные депрессии региона (Ферганская, Нарынская и в основном Таджикская), занимающие в нем ограниченную площадь. Рифтоподобные впадины (структуры IV типа) расположены в двух местах — одна на юго-западе региона (низменность на территории Афганистана), другая занимает западную часть Иссык-Кульской впадины.

От Памира отходит на северо-запад поднятие того же деформационного типа (е_г2 < 0, вертикальное сокращение), которое пересекает устье Ферганской впадины и продолжается за ее северным бортом, на Кураминском и Чаткальском хребтах. Вместе с субмеридиональным восточным ответвлением Памира, выходящим на г.Ош, оно обрамляет обширную площадь, в центре которой находится Ферганская впадина— "люковая" структура III типа. В целом на Западном Тянь-Шане вырисовывается крупная кольцевая структура, окруженная валом воздыманий (структуры II типа) и имеющая провал в центре.

Восточнее Таласо-Ферганского разлома к северо-востоку отходит широкая полоса структур II типа. В одном из ее изгибов расположена Нарынская впадина. Дальше к северо-востоку поднятия вертикального сокращения с очевидностью преобладают над впадинами. Через Иссык-Кульскую впадину они уже как бы просвечивают.

Поле знаков горизонтальных компонент тензора СТД содержит их различные комбинации. На некоторых поднятиях вертикального сокращения имеет место широтное удлинение и меридиональное сокращение (Памирское поднятие), на других обе горизонтальные компоненты положительные — происходит двустороннее горизонтальное удлинение. Наоборот, в областях, расположенных между двумя или несколькими поднятиями вертикального сокращения и горизонтального удлинения или между такой структурой и депрессией, имеются участки двустороннего горизонтального сжатия. Такова ситуация вокруг Ферганской впадины, а также на юго-востоке и востоке региона (рис.3). Сейсмоактивный слой коры между Ферганской впадиной и кольцеобразно окружающими ее поднятиями (структурами II типа) находится в условиях горизонтального сжатия (е_1х < 0, е_уу < 0).

Очаги сильнейших М > 7 землетрясений и сгущения очагов менее сильных землетрясений приурочены, как известно, к области максимального сближения Памира и Тянь-Шаня. Но из карты (см. рис.3) видно, что эпицентры расположены не просто в зоне сближения, а именно между причудливыми в этом месте контурами структур II типа — локальных поднятий. Это свидетельствует в пользу расширения структур II типа и создания ими горизонтального давления, особенно сильного в местах, с двух или более сторон окруженных такими структурами.

Площадные вариации параметров долговременного графика повторяемости землетрясений Аю и 7« Основой для анализа площадных вариаций послужили карты сейсмической активности A\q и сейсмической дробности 7, построенные по данным за 1961-1989 гг. Для вычисления Aw число событий нормировалось к площади 1000 км² и времени в 1 год. Для территории севернее 40-й параллели и западнее Таласо-Ферганского разлома обработка проводилась по ячейкам 0,4 х 0,4, сдвигаемым вдоль широты наполовину, южнее — по ячейкам 1 х 1, сдвигаемым на 0,1. График повторяемости в обоих случаях строился по землетрясениям с 10 < К < 13. Для южной части региона представитель-

ность материала позволила делать это по событиям с 9 < К < 13, причем параметр 7 оценивался методом наименьших квадратов. Для Северного и Центрального Тянь-Шаня (территории восточнее Таласо-Ферганского разлома) использована выборка землетрясений с 9 < К < 12 за период 1960-1991 гг. Размер ячейки 1 х 1 со сдвигом на 0, 5. Значения 7 Для этой части региона вычислялись методом максимального правдоподобия по известной формуле Кулдорфа.

На рис.4, на котором воспроизведены контуры описанных деформационных структур, выделены участки, где параметры Aw и 7 одновременно принимают экстремальные значения. Графически условные обозначения составлены по аналогии с обозначениями схемы рис.2.

Низкая активность и низкая дробность 7 ("вялый" сейсмический режим) имеют место в западной части региона, в Центральном Тянь-Шане, а также на Центральном и Восточном Памире. Пятно низкой активности и высокой дробности лежит южнее Ферганской долины, на погружении Зеравшанского хребта. Места, где сейсмический режим можно назвать напряженным (оба параметра, Аю и 7, имеют высокие значения), расположены между восточным окончанием Ферганской депрессии и Ферганским хребтом, а также между восточным краем Таджикской депрессии и западной границей Памира. Наконец, в центре региона, в Памиро-Алае, лежит область, где сейсмический режим наиболее напряженный. Ему присущи высокая сейсмическая активность и низкая дробность, а также наличие очагов сильнейших землетрясений. В Центральном и Северном Тянь-Шане участки низкой активности и низкой дробности лежат на структурах, которые относятся к поднятиям вертикального сокращения (II тіш), а участки низкой (как на всем северо-востоке Тянь-Шаня) активности, но высокой дробности — на разделяющих их структурах, относящихся к поднятиям горизонтального сокращения (I тип), а также к впадинам вертикального опускания (III тип, "люковые" структуры).

Рис. 4.

Корреляция параметров графика повторяемости землетрясений с определенными структурными ситуациями видна на картах рис.2 и 4. Разным типам графиков повторяемости соответствуют разные типы деформационных структур. Нами сделан вывод, что западная окраина региона, область перехода к платформе, находится под воздействием не очень больших главных нормальных напряжений, причем разности их (касательные напряжения) велики относительно сумм (сжимающего давления на плоскости трещин скалывания) . Восточнее, в полосе, параллельной простиранию Ферганской долины, соотношение, видимо, меняется. Суммы невеликих еще главных нормальных напряжений начинают преобладать над их разностями. С углублением в ороген сжатие играет все большую роль. Обе области, зажатые между депрессиями (Ферганской и Таджикской) и поднятиями (Ферганским и Памир-ским хребтами, соответственно), следует, очевидно, понимать как области высоких главных нормальных напряжений с преобладанием их сумм над их разностями. И, наконец, в центре региона у сочленения Памира с Тянь-Шанем, достигают очень больших значений обе части полного тензора напряжений,— и шаровая, и девиаторная. Это одно из наиболее опасных в сейсмическом отношении мест в регионе.

Анализ соотношения параметров графика повторяемости землетрясений, характерных для Памира, наоборот, приводит к выводу, что в центральной части этого поднятия невелики как шаровая

Рис. 4. Схема совместных вариации параметров графика повторяемости Аю и 7 по данным за 1955-1989 гг.

1 — А₁₀ < 0.2; 2 — А₁₀ > 1.0; 3 — у < 0.5; 4 — ₇ > 0.56; 5 — эпицентры землетрясений с М > 7; 6 — основные тектонические разломы региона (цифры в кружках): 1 — Северо-Фергалский, 2 — Южно-Ферганский, 3 — Восточно-Ферганский, 4 — Таласо-Ферганский, 5 — Гиссаро-Кокшаальский, 6 — Дарваз-Каракульский, 7 — Бартанг-Пшарский, 8 — Ванчский разлом, 9 — Памиро-Гималайский, 10 — Северо-Тяньшаньский, 11 — Южно-Тяныданьский; 7 — основные впадины региона (цифры в квадратах): 1 — Приташкентская, 2 — Ферганская, 3 — Чуйская, 4 — Иссык-Кульская, 5 — Нарынская, б — Таджикская; 8 — контуры структур II типа; 9 — граница бывшего СССР. Карта составлена Р.С. Михайловой, A.M. Муралиевым, С.С. Сейдузовой, К.И. Кузнецовой.

часть, так и девиатор полного тензора напряжений.

Памир является примером того, как геометрия структур в совокупности с сейсмическим режимом позволяет определить истинные знаки главных векторов тензора действующих напряжений. Поскольку одна из главных осей здесь вертикальна, а с другой стороны, при подъеме происходит движение против силы тяжести с уменьшением вертикальных размеров толщ (е_гг < 0), то субвертикальное главное напряжение, очевидно, является сжимающим, a_Z2 < 0. Лве другие главные оси тензора СТД субгоризонтальны, причем соответствующие главные значения имеют разные знаки (Ei j = 0 в силу условия несжимаемости). Но соосные им главные векторы тензора напряжений не обязательно подчиняются этому условию. Они могут быть, например, оба отрицательными (сжимающими). Однако, используя логику рис.2, мы получаем указание на относительно низкое значение всестороннего давления о" = 1/3Ei crjt. Это может быть обусловлено тем, что стоящее под знаком суммы собственные значения имеют разные знаки, т.е. хотя бы один из главных векторов положителен — по одной оси происходит истинное растяжение. Если бы Памир служил передаточным блоком горизонтального давления на Тянь-Шань (наезжая на него подобно бульдозеру), как это представляется с позиции тектоники плит, то неизбежно должен был бы испытывать вертикальное удлинение, а не наблюдаемое, как видно на рис.3, вертикальное сокращение. Укажем, кроме того, на наличие под Памиром больших отрицательных гравитационных аномалий [Артемьев и др., 1983; Марусси, 1984; Юсупходжаев, 1991], на сильное понижение скоростей продольных волн в зоне очагов верхнемантийных памиро-гиндукушских землетрясений, до 7.2-7.8 км/с [Ха-мрабаев и др., 1993]. Последнее может быть связано с местным падением давления, и, главное, с обусловленными этим фазовыми превращениями вещества горных пород. Наконец, напомним, что на Памире на глубинах 0-140 км имеет место вертикальное сокращение (e_zz < 0, рис.З); Следует сделать вывод, что в верхней мантии здесь происходит расширение, причем вертикальное

раздавливание вызвано подъемом расширяющегося тела при сопротивлении вышележащих толщ. Это — картина всплывания.

Структуры, расположенные по периферии Памирского поднятия и испытывающие горизонтальное сокращение при вертикальном удлинении и подъеме поверхности, находятся, как показывает сопоставление параметров сейсмического режима (высокие активность Ащ и дробность 7,)> ^в состоянии повышенного всестороннего давления. Это может быть обусловлено тем, что там все три главные напряжения — сжимающие <7j, сг₂) 0з < 0- Генезис этих структур представляется напрямую связанным с активным воздействием со стороны Памира.

На Северном и Центральном Тянь-Шане низка сейсмическая активность A\q. На структурах вертикального сокращения (II тип) низка, кроме того, и сейсмическая дробность 7- Она повышается только на поднятиях горизонтального сокращения (I тин), зажатых между структурами вертикального сокращения, и во впадинах. Тем самым уточняется происхождение внутриорогенных впадин. Если бы они были только результатом сближения и надвигания на них соседних хребтов, создающих по [Леонов, Никонов, 1988; Казимиров, 1958] рамповый грабен, то под ними происходило бы вдавливание горных масс в недра, т.е. вертикальное укорочение, а не наблюдаемое вертикальное удлинение ("люк").

Положение очагов сильных землетрясений в деформационной структуре коры. Большая часть эпицентров сильных землетрясений расположена в структурах горизонтального сокращения (I тип) и как бы зажата между структурами вертикального сокращения (II тип). Некоторые эпицентры лежат на сводах поднятий II типа. Как видно из рис.4, эти землетрясения (преимущественно со сбросовым движением в очаге) парадоксально возникают на фоне низкой сейсмической активности Аю, а также низкой сейсмической дробности 7- Этот феномен обсуждался в [Кузнецова, Годзиковская, 1994]. Он связан именно с наличием на сводах поднятий растяжения, при котором одно из главных нормальных напряжений положительно или равно нулю. В этом случае сила

трения на поверхности скалывания минимальна, потеря устойчивости внезапна и неравноправие готовящихся разрывов больше, чем в условиях сжатия [Кузнецова 1991]. Последовательность возникновения трещин во времени обратна той, которая наблюдается при сжатии. При растяжении сначала возникают трещины, наибольшие по размерам [Кондратьев и др. 1985]. Это имеет значение при сейсмическом районировании, а также в связи с проблемой прогноза землетрясений и физической интерпретацией их предвестников.

Деформационные структуры коры и геофизические поля. Рассмотрим поле скоростей распространения сейсмических волн. Из лабораторных исследований известно [Хендин, 1969], что скорости распространения проходящих упругих волн повышаются при сжатии и падают при растяжении тела по сравнению со скоростями в ненагруженном теле. При напряженном состоянии, далеком от гидростатического, возникает соответствующая анизотропия скоростей.

На рис.5 приведено совмещение карты рис.3 с картой скоростных неоднородностеи коры и верхней мантии, полученной путем анализа невязок скоростей распространения продольных волн [Бурмаков и др., 1987]. Как известно из многих геологических и геофизических исследований, Тянь-Шань отчетливо разделяется на две части Таласо-Ферганским разломом. На рис.5 видно, что поле компонент сейсмотектонической деформации и поле скоростей распространения продольных сейсмических волн делится на две части той же самой линией.

В северо-восточной части региона в коре имеется область отрицательной скоростной аномалии, а в верхней мантии, наоборот, положительной. Отрицательная скоростная аномалия коры лежит на деформационной структуре II типа — на поднятии вертикального раздавливания, включающей часть хребтов Терскей-Алатоо, Кунгей-Алатоо и Заилийскяй Алатау. Ситуация подда-

Рис. 5. Аномалии скоростей продольных волн¹ по коре в сопоставлении с картой деформационных структур региона

1 — структура типа II; 2 — структура типа III; 3 — изолинии аномалий скоростей, ДУ_Р,%

ется интерпретации в рамках механических представлений, о которых говорилось выше. В коре возникают структуры вертикального раздавливания (e_Z2 < 0) с горизонтальным растяжением, что обуславливает отрицательные аномалии сейсмических волн на малых глубинах — AV_P < 0.

Независимо определяемые показатели — низкие сейсмическая активность, сейсмическая дробность (см. рис.4) и пониженные скорости распространения сейсмических волн (см. рис.5) —- согласованно указывают на невысокие значения как сжимающих, гак и касательных напряжений, действующих в коре на структурах II типа Северного и Центрального Тянь-Шаня. Это го-зорит об обстановке растяжения. В верхней мантии, наоборот, происходит воздымание, подкоровые массы, пробиваясь наверх, допытывают сжатие, что и повышает скорости распространения іроходящих через них сейсмических волн.

Иная картина в западной части региона. Западнее Таласо-Ферганского разлома в коре на глубинах 0-50 км располагается

положительная скоростная неоднородность, в которой повышение скорости AV_Pдостигает величины +7%. Под ней в верхней мантии, почти зеркально ее отражая,— отрицательная скоростная неоднородность, условно относимая к глубине 250 км, имеющая центр под зоной сочленения Памира и Тянь-Шаня. Это самое напряженное, зажатое со всех сторон место региона. В коре здесь высока сейсмическая активность Ащ -и низка сейсмическая дробность 7- При движении с севера на юг положительные аномалии V_p в коре уменьшаются, доходя до нуля на Памире (см. рис.5). Эллипсы изолиний AV_P вытянуты меридионально и ложатся на субмеридиональные поднятия вертикального раздавливания (структуры II типа), двумя ветвями отходящие к северу от Памира — одна через западное замыкание Ферганской впадины на Курамин-ский хребет, другая на ее восточное окончание, к г.Ош.

Особую структуру в регионе представляет зона верхнемантийных памиро-гиндукушских землетрясений, одна из немногих подобных на Земле. В плане она представляет собой в двух местах изогнутую полосу, вытянутую в целом в направлении ЮЗ-СВ. Это объемное тело, юго-западная часть которого охватывает глубины 180-260 км, а северо-восточная располагается на глубинах 70-140 км. По наиболее поздним и наиболее надежным данным [Хамрабаев и др., 1991] скорости продольных волн в нем понижены до V_p — 7.2 -г- 7.7 км/с. Весь объем плотно наполнен очагами землетрясений от слабейших, до имеющих магнитуду М > 7. За пределами зоны на этих глубинах землетрясений нет. СТД в зоне верхнемантийных землетрясений близко соответствуют таковым для вышележащих участков коры. На юго-западе в районе Таджикской депрессии компонента e_zz > 0 — происходит вертикальное удлинение. На северо-востоке е₂₂ < 0 — толщи испытывают вертикальное сокращение (расплющивание). Под Памиром в это сокращение вовлечены горные массы с глубинами 0-140 км.

О поглощении сейсмических волн в регионе, характеризующем физические свойства горных масс, данных нужной нам детальности немного. Работа [Халтурин, 1992] о поглощении Релеевских волн мелкомасштабна для этой цели. Однако на западной ветви поднятия вертикального раздавливания вблизи ее пересечения с Дарваз-Каракульским разломом (Гармский район) есть участок, тщательно изученный с точки зрения поглощающих свойств среды — ее добротности [Аптикаева, Копничев, 1992]. В низах коры и в верхах мантии добротность очень неравномерно распределена по пространству. Повышенное поглащение, присущее локальным объемам, оценено по амплитудам кода-волн. Как подчеркивается в [Аптикаева, Копничев, 1992], на падение амплитуд коды в первую очередь может влиять наличие жидкой фазы, через которую не проходят поперечные волны. Тогда высокопоглощающие "столбы" в коре можно представить себе как своего рода инъекции тв.ердо-жидкой смеси из верхней мантии в кору.

Анализ поля силы тяжести [Артемьев и др., 1983; Артемьев и др., 1985] приводит к представлению о повсеместном присутствии в регионе слоя пониженной плотности (по одной модели — под земной корой, по другой, кроме того, и в низах коры). Отрицательные изостатические аномалии в целом нарастают к югу [Хамрабаев и др., 1991; Юсупходжаев, 1991]. В состоянии изо-статической компенсации находится только Северный и Восточный Тянь-Шань. Для районов, лежащих западнее и юго-западнее Таласо-Ферганского разлома, исследователи такого заключения не делают.

В целом в Памиро-Тяныданьском регионе карта деформационных структур коры и карта параметров сейсмического режима коррелируются с латеральными плотностными неоднородностя-ми и с полем вариаций скоростей распространения сейсмических волн. На картах рис.3 и рис.5 видна субмеридиональная вытяну-тось структур II типа.

На Западном Тянь-Шане замкнутый контур структур вертикального раздавливания, под которыми в низах коры лежат высо-

копоглощающие горные массы совпадают с эллипсом изменения повышения скоростей распространения V_v продольных волн. Повышение скоростей может быть связано с понижением плотности, на что указывают отрицательные гравитационные аномалии, а также увеличение объема, вызывающее вертикальное раздавливание на сводах структур II типа. Связывать повышение скоростей с повышением модулей упругости, видимо, нет оснований.

Итак, можно видеть пространственную корреляцию различных геофизических структур и обсудить ее интерпретацию.

Положительная скоростная неоднородность в мантии Восточного Тянь-Шаня получает объяснение в рамках механических представлений —- здесь имеет место сжатие при подъеме масс. В мантии Западного Тянь-Шаня отрицательная скоростная неоднородность указывает не только на изменение давления (относительное растяжение), но и на изменение агрегатного состояния пород — судя по аномальным скоростям V_p под зоной Памиро-Алая лежит область расплавленной мантии. То же самое, по-видимому, имеет место и в смежной с ней области очагов памиро-гиндукушских землетрясений, где скорости еще больше понижены (на 10-11%) [Ха-мрабаев и др., 1991]. Возникновение очагов землетрясений здесь можно объяснить, приняв во внимание, что в условиях растяжения и падения давления на глубине синхронно с возникновением поверхностей нарушения сплошности по ним происходят фазовые перестройки вещества, выделение жидкой фракции. Наличие такой "смазки" подтверждается простотой излучаемого колебания — на сейсмограммах верхнемантийных землетрясений обычно имеется один узкий импульс.

Физико-химические преобразования в горных массах происходят и выше области пониженных скоростей в мантии, что соответствует расплавленному состоянию ее пород. Низы коры минерально изменены, обогащены жидкостями. Во всем поясе, охватывающем низкоскоростную мантийную неоднородность (от Гис-сарского хребта на юге до Курамино-Чаткальской системы на севере) имеются рудные месторождения.

II.2. Кавказский регион

Деформационные структуры коры. Карта деформационных структур приведена на рис.б [Кузнецова и др., часть 1, 1995].⁴

Общие черты карты сопоставления знака е_2г со знаком современного рельефа таковы. Около 40% площади региона занимают структуры II типа — поднятия вертикального сжатия, 30-35% — структуры I типа — поднятия горизонтального сжатия, 20-25% впадины обоих типов, в ряде мест переходящие друг в друга.

Начнем с деформационных структур II типа — поднятий, сейсмоактивный слой которых утоняется [e_zt < 0) за счет вертикального раздавливания и горизонтального растяжения. Эти структуры имеют четкие очертания. На северо-западе структура II типа тянется примерно на 200 км вдоль береговой линии Черного моря и затем круто поворачивает на северо-восток, вкрест простирания Большого Кавказа. На западе большая площадь с e_Z2 < 0, Ah > 0 (II тип) контактируют со структурами горизонтального растяжения (IV тип, e_it < 0) прибрежных низменностей и акватории Черного моря. Восточный фронт этой структуры кулисообразными выступами сдвигается к югу, соединяясь с Эрзерумским поднятием. Третья структура II типа меридионально вытянута. Протягивается она через антиклинорий Главного хребта, по линии Владикавказ - Тбилиси, расширяясь к северу, а южнее 42-й параллели также и к югу, где ложится на Иорское плоскогорье в междуречье рек Куры и Алазани. Здесь же, на широте 40-41, видно, что структурами II типа являются два разделенные впадиной массива, относящиеся к складчато-глыбовым структурам Малого Кавказа. На северо-востоке региона меридионально вытянутая структура II типа занимает часть складчатой зоны горного Дагестана. В южной части листа видны большие массивы с е„ < 0, Ah > 0. Наконец, имеются отдельные небольшие пятна структур II типа, более или менее изометричной формы: в центральной части Кавказа, на Самсарском хребте, идущем вдоль Джавахетского нагорья; северо-западнее оз. Севан; четыре пятна на территории Ирана и Турции.

Рис. 6.

Перейдем к описанию впадин. Во впадинах, приуроченных к побережьям и прилегающим частям акваторий Черного и Каспийского морей имеет место горизонтальное удлинение по широте (еіх,е_уу > 0), кроме того, на рассматриваемой территории находится Куринская мегасинклиналь, Араксинская впадина и, наконец, часть предгорного прогиба на севере. В каждой из них есть участки с вертикальным удлинением, (е_г2 > 0) ("люковые" структуры). В Куринской впадине такой участок располагается вблизи слияния Куры и Алазани, в самом центре региона. Ниже по течению Куры вся впадина находится в состоянии горизонтального удлинения (е_хх > 0, е_уу < 0), которое продолжается и на сейсмоактивной части акватории Южного Каспия. Вертикальное удлинение имеется на севере — под г.Грозным, в области предгорного прогиба, осложненного в настоящее время Сунженским хребтом. Отметим, что именно здесь возникают землетрясения, очаги которых лежат в верхней мантии на глубине около 100 км [Годзи-ковская, 1988]. Остальная часть территории занята поднятиями бокового сжатия (I тип).

Аналогичная карта была составлена как результат наложения карты знака компоненты e_tz на карту новейшей тектоники. В целом карты похожи. Существенно различаются два места. Одно из них — северная часть листа, район г.Грозного. На карте новейших движений он показан как опускающийся в новейшее время, на карте же современного рельефа здесь имеется Сунженский хребет и система предгорий. Второе место в самом центре региона — Иорское плоскогорье между реками Курой и Алазаныо. По

Рис. 6. Карга компонент СТД Кавказского региона е_и, e_zz, е_гг за 1930— 1989 гг. и эпицентров землетрясений, происшедших с 1900 г., М > 6 1,2 — поднятия с вертикальным: 1 — удлинением (е„ > 0); 2 — сокращением (е„ < 0); 3,4 — впадины с вертикальным: 3 — удлинением (е„); 4 — сокращением (e_zz < 0); 5-8 — горизонтальные компоненты СТД: 5,6 — меридиональная: 5 — сокращение (е_т < 0); 6 — удлинение (е_та > 0); 7,8 — широтная: 7 — сокращение (e_2Z < 0); 8 — удлинение (е_хх > 0); 9,10 — эпицентры землетрясений: 9 — 6 < М < 7; 10 — М > 7; 11 — номера землетрясений: 1 — Спитакское, 2 — Рачинское, 3 — Варисахское

карте новейших движений это еще впадина. В современном рельефе видна отчетливо выраженная возвышенность шириной около 50 км.

Положение очагов сильных землетрясений в деформационной структуре коры. На карте рис.6 нанесены эпицентры землетрясений с М > 6, произошедших в регионе в историческое время по данным [Новый..., 1979]. Нам представляется, что в положении их видна следующая закономерность. Очаги тяготеют к внешним границам поднятий вертикального сокращения — раздавливания (П тип), но находятся преимущественно в поднятиях бокового сокращения сжатия (I тип). Один очаг (Барисахского землетрясения 1992 г. в центральной части Главного Кавказского хребта) лежит на своде структуры вертикального раздавливания.

Очаг Рачинского землетрясения 1991 г. лежит у северной оконечности большого поля поднятий вертикального раздавливания, описанного выше. Очаги Чхалтинского и Табапкурского землетрясений лепятся по восточной границе этого поля. Очаг Спитакского землетрясения лежит между тремя небольшими поднятиями того же типа. На территории Турции видна такая же приуроченность очагов. Очаг Шемахинского землетрясения 1902 г. и очаг землетрясения в верхнем течении р.Алазани помещаются в структурах бокового сжатия в непосредственной близости к границам структур вертикального раздавливания. Наконец, северокавказские землетрясения — Дагестанское 1970 г. и Черногорское 1976 г. произошли в сложных узлах сочленения поднятий обоих типов и впадин. Очаги некоторых сильнейших землетрясений (Спитакского и два очага к востоку от оз.Ван) лежат между двумя и даже тремя поднятиями II типа, как бы в области, зажатой ими.

Итак, очаги сильных землетрясений возникают в поднятиях обоих деформационных типов. Но на сводах поднятий вертикального раздавливания где они возникают в условиях растяжения, очаги сильных землетрясений'коррелируются с областями невысокой сейсмической активности [Кузнецова, Годзиковская, 1994]. В

структурах же горизонтального сжатия, наоборот, наблюдается положительная корреляция между активностью и величиной максимального землетрясения, что соответствует известной зависимости [Ризниченко, 1964].

Деформационные структуры коры и геофизические поля. На

рис.7 с картой деформационных структур сопоставлены данные о положении основных аномалий скоростей распространения сейсмических волн в верхней мантии по [Винник и др., 1978] и данные о площадном распределении поглощения сейсмических волн в коре [Шебалин и др., 1989].

Начнем с аномалий скоростей распространения сейсмических волн в верхней мантии. Наиболее глубокий минимум (AV_P = —(2-ї- 3)%) лежит в центре Кавказа на глубинах 150-200 км, к востоку и югу от г.Тбилиси и имеет в плане размеры примерно 100x100 км. Два другие такие же минимума, но меньшие по площади, приурочены к впадинам, уходящим в Каспийское море; один минимум лежит на северо-западе региона. Заметим, что понижение скоростей распространения упругих волн на 2-3% соответствует расплавленному состоянию горных пород.

В работе [Винник и др., 1978] отмечается существующая на глубинах 150-200 км субмеридиональная зональность поля сейсмических скоростей, как подчеркивают авторы — "отличная от тектонической зональности". Субмеридиональное ("антикавказское") простирание некоторых молодых тектонических структур коры известно геологам. Субмеридиональность присуща и полю деформационных структур самого верхнего (до 20 км), сейсмоактивного слоя.

Перейдем к описанию карты добротности среды [Шебалин и др., 1989]. Самый глубокий минимум добротности (Q < 150) лежит в пределах южного склона Главного Кавказского хребта в верховьях р.Риони, перекрывается с описанной выше обширной структурой вертикального сокращения, (II тип). Заметим, что вблизи его восточной и западной границ находятся соответственно древние вулканы Казбек и Эльбрус. Далее к югу границы

-V-

области низкой добротности и структур II типа близко следуют друг другу. Полоса низкой добротности, отходящая на восток от главного минимума добротности, протягивается по Северному Кавказу и поворачивает к югу в горах Дагестана, почти совмещаясь с субмеридиональным вытянутым участком поднятия вертикального сокращения.⁵

Второй минимум низкой добротности, менее глубокий (210 < Q < 280), лежит в центре Кавказа, совмещаясь со структурой II типа — Иорским поднятием в междуречье Куры и Алазани. На юге, у границы с Турцией обе фигуры низкой добротности соединяются широтным участком, в середине которого находится вулкан Арагац. В петле, образованной практически совпадающими контурами структур добротности и деформации, лежат очаги трех сильнейших землетрясений, в том числе Спитакского, все в поднятиях бокового сжатия. Южнее начинается область очень низкой добротности, вытянутая с северо-запада на юго-восток, примерно по границе Кавказа и Турции. В целом контуры поднятий вертикального раздавливания повторяют контуры зон низкой добротности коры.

Контуры областей высокой добротности просты и очевидно тяготеют к Каспию. Одна из них лежит под Куринской низменностью, замыкаясь под морем. Западная граница другой совпадает с береговой линией Каспийского моря в районе г.Махачкалы, сама же аномалия уходит на акваторию, перекрываясь там с Дербентской впадиной. Юго-западная ее часть примерно на 100-км заходит на сушу в нижнем течении р.Самур. Очагов сильных землетрясений ни по границам, ни внутри этих неоднородностей нет.

Вся карта совокупности сейсмологических и сейсмодеформа-

Рис. 7. Карта сопоставления сейсмических скоростей в мантии, добротности коры и деформационных структур коры для Кавказа

1-4 — деформационные структуры: 1 — I — тип, 2 — II тип, 3 — III тип, 4 — [V тип; 5-7 — области добротности в коре: 5,6 — самой низкой; 7а — пониженной (внешний контур), 76 — повышенной (контур); 8,9 — очаги землетрясений: 5 — М > 6 (XX в.); 9 — М > 6 10 — области пониженных скоростей в мантии [до XX в.)

ционных показателей имеет как бы центральную симметрию вокруг низкоскоростной мантийной "ямы", которая и является, по нашему представлению, центральным элементом, управляющим геодинамикой региона. Эта область окружена областями низкой добротности, занимающими нижние горизонты коры. Верхняя часть коры находится в условиях вертикального сокращения (раздавливания). Ситуация аналогична той, которая наблюдается в Западном Тянь-Шане. Здесь важно отметить, что на Тянь-Шане низкая добротность низов коры, определяемая по амплитудам кода-волн [Аптикаева, Копничев, 1992], связывается авторами указанной работы с дефицитом в составе коды высокоамплитудных поперечных волн и, следовательно, с наличием в среде жидкой фазы. Для Кавказа в [Шебалин и др., 1989] использовался макросейсмический метод, который также, в первую очередь, чувствителен к эффекту, создаваемому 5-волнами. Низкая добротность среды под структурами вертикального раздавливания на Кавказе свидетельствует о том, что из верхней мантии в кору поступают внедрения, притом в большой степени жидкие.

Наконец, есть еще одно — независимое — свидетельство этого явления. На Кавказе в особенностях изостатических аномалий практически не отражаются особенности новейшей тектоники региона [Артемьев и др., 1985]. Это указывает, по мнению авторов цитируемой работы, на высокую подвижность глубинного материала, его существенно пониженную вязкость. Этот же вывод следует и из других результатов: во-первых, из наличия в низах коры твердо-жидких фракций горных пород [Шебалин и др., 1989], во-вторых, из наблюдаемой обстановки сжатия по периферии поднятий вертикального раздавливания. Последняя устанавливается для Кавказа главным образом на основе знаков горизонтальных компонент сейсмотектонической деформации между поднятиями II типа: б_гх и буу <С О, (рис.6), для Памиро-Тяньшаня, кроме того,— на основе высоких значений параметра наклона графика повторяемости 7 между поднятиями вертикального раздавливания (рис.4), а также того факта, что главные оси сокращения в

очагах землетрясений в типическом случае нормальны контурам этих поднятий [Соболева и др., 1985; Лукк и др., 1988].

II.3. Рифтогенез и орогенез

Ключевым элементом современной тектоники каждого изученного нами региона является область расплавления горных масс в верхней мантии. Вокруг этой области изменены агрегатное состояние и минеральный состав горных масс нижней части земной коры, причем в результате фазовых и минеральных преобразований объем пород увеличен. Последнее особенно важно — эти новые объемы, возникающие здесь же in situ, создают новые поднятия, в значительной мере определяющие тектонические движения в регионе. Вследствие увеличения объема нижней части коры в ее верхней части возникает обстановка вертикального сокращения, раздавливания и, соответственно, выжимания горных масс в горизонтальном направлении со сводов поднятий в области нагнетания, в которых слоистые толщи сминаются в складки продольного изгиба. Такой механизм трансформации вертикальных движений в горизонтальные еще в 50-х годах рассматривался В.В. Белоусовым как один из важнейших в горообразовании.

Можно ожидать, что выжимание будет происходить более или менее равноправна в обе стороны от структур вертикального раздавливания, а если эти структуры образуют замкнутый контур, го нагнетание будет сильнее внутри него, чем вне.

Фактически, однако, за пределами контура, поднятий кора находится в состоянии не горизонтального сжатия, а горизонтального удлинения (растяжения). На Кавказе, например, оно нормально к береговым линиям Черного и Каспийского морей. Это растяже-зие не-получает объяснения как следствие описанных процессов. Эно либо независимо, либо первично по отношению к ним. Мы предлагаем схему, в соответствии с которой "внешнее" горизонтальное растяжение в мантии является первопричиной процессов, шределяющих в коре вертикальные движения как первичные, а горизонтальные сжимающие — как производные от них, вторич-їьіє.

В соответствии с современными концепциями рифтогенеза [Артемьев, Артюшков, 1968; Артемьев, 1985; Артюшков, 1993; Грачев, 1987] растягивающие напряжения в некоторой области литосферы могут возникать как результат вовлечения соседних с атоіі областью частей в центробежные по отношению к ней движения — как горизонтальные, так и вертикальные, нисходящие. И те, v. другие движения можно себе представить как результат перемещения вещества на больших глубинах, например движения в конвективных потоках — в них найдутся и горизонтальные, и вертикальные участки траекторий. В одних участках этих траєкторні возникают области преобладающего сжатия — орогены, в других — области горизонтального растяжения — рифты. Изученный в данной работе материал заставляет поднять вопрос об ил тесной генетической связи, о том, что кроме двух "чистых" случаев (если таковые вообще существуют) есть и третий (или второй?) — орогенез, порожденный ранним рифтогенезом. В дальнейшем они развиваются совместно.

Следует заметить, что растяжение не всегда (или не сразу) выражается в образовании впадины, щели на поверхности. В каких-то случаях, специфика и природа которых, по-видимому, еще ш вполне ясны, оно только вызывает падение давления в недрах, чтс неизбежно влечет за собой нарушение термодинамического рав новесия в среде, перестройку структуры вещества и изменение его агрегатного состояния. Возникающие вторичные объемы, но вые горы, могут и воспрепятствовать процессу рифтогенеза, они как уже говорилось, выжимают материал в стороны и перекрыва ют им намечающееся зияние — рифт. Этот случай имеет место ні Кавказе. Дойдет ли там дело до вскрытия впадины, или она таї и будет закрываться сверху материалом, поступающим из сосед них областей в горизонтальном направлении, сказать, конечно невозможно. Не исключено, что в ряде горных областей имеюта подобные недоразвившиеся, погребенные рифты.

Критерием, посредством которого можно было бы пытаться раз личить, какой механизм рифтообразования реализуется в конкрет

ном случае, могут быть, в частности, признаки горизонтального растяжения или сжатия на периферии рифтовой зоны, за "плечами" рифта. Если это сжатие, то изначальным элементом системы является, скорее всего, ее горячий расширяющийся центр, если растяжение — то следует искать внешние силы, его породившие.

На Кавказе в низменностях, примыкающих к Черному и Каспийскому морям компонента е_хх > 0, т.е. имеет место растяжение по широте. Это дает указание на активное влияние погружающихся с запада и с востока Черного и Каспийского морей.

На Западном Тянь-Шане и Памире искать источник растягивающих усилий предстоит за пределами изученного нами региона. Можно только сказать, что на юго-западе его, на территории Афганистана О.В. Соболевой (устное сообщение) установлена деформация вертикального сокращения {e_zz < 0) при горизонтальном удлинении. Продолжая характерную для простирания аномалий геофизических полей Средней Азии линию с северо-востока на юго-запад, мы приходим к двум перпендикулярным ей (СЗ-ЮВ) зияющим впадинам — Аденскому заливу и Красному морю.

Однако обсуждение этих связей требует большого нового материала и выходит за рамки данной работы.

III. 1. Постановка задачи

Среди ряда параметров, общих как для тектонического процесса, так и для его узкой части — сейсмического процесса, мы выберем один — напряженное состояние среды.

Сосредоточим внимание только на двух зависящих от времени юказателях сейсмичности — сейсмическом затишье и перестройке поля слабой сейсмичности. Оба они обычно предшествуют эолыпому землетрясению, связаны с изменением напряженного юстояния и между собой.

Феноменологически известно сейсмическое затишье двух типов. Іервьій тип — общее, региональное затишье, в которое на го-

ды (иногда — многие) погружается значительная сейсмоактивная область. В ней перестают появляться события с большими магнитудами, хотя средняя и слабая сейсмичность остается. Так было, например, на Западном и Южном Тянь-Шане в 50-60-е годы [Михайлова, 1982].

Второй тип— локальное затишье, приуроченное к крупным тектоническим разломам. Оно приходит на смену общему затишью. Область локального затишья имеет вытянутую форму, внутри нее возникают только слабые события, а на ее краях появляются локальные участки активизации сейсмичности. Эпицентр большого землетрясения обычно располагается вблизи центра области затишья. Таковы Алайское землетрясение 1978 г., землетрясение в Лома Приета (Калифорния) 1989 г., другие землетрясения Калифорнии [Ротвайн, 1990].

Поле слабой сейсмичности характеризуется сейсмической активностью Aw, сейсмической дробностью 7 (если размер площадки осреднения позволяет их определить) и главными осями деформации в очагах слабых землетрясений.

Рассмотрим сначала модель.

III.2. Об устойчивости объема с трещинами (модель)

Представим себе некоторый достаточно автономный объем квазисплошной среды с характерным размером L, в котором могуі возникнуть и находится трещины размерами от I < L до I й I, Среднее напряженное состояние определено главными нормальными напряжениями стз < с"2 < сі- Соответствие между напряженным состоянием и статистическими свойствами совокупности трещин постулируем качественно на основе известных в механике закономерностей, излагаемых ниже. Введем параметр нагруже-ния среды. Наглядным смыслом обладает параметр двумерногс нагружения

f = ^±^ (У

сг» - Oj

— нормальное давление на площадках, делящих пополам углы между осями і и j, отнесенное к величине касательного напряжение

зйствующего на этих площадках.

Смысл (3) аналогичен смыслу закона Кулона - Мора, но р* в ілу своей наглядности удобнее для нашего рассмотрения. Оче-ідно, что числитель в (3) препятствует, а знаменатель способ-:вует смещению по трещине скалывания. Как показано в [Осоки-ц 1987], с ростом р* уменьшается величина смещения по трещине ;алывания.

Рассмотрим простейший случай перестройки во времени напря-енного состояния в данном объеме: при неизменном положении пространстве всех главных осей монотонно изменяется по ве-гчине лишь одно из главных значений тензора напряжений. На IC.8 приведен численный пример. Ось абсцисс — числовая ось ;авных значений тензора напряжений, причем фиксированы два :авных значения (ст,- и сту), а третье о_к пробегает во времени лю-ле значения, так что последовательно меняет индекс — 3,2,1 или 2, 3, являясь сначала алгебраически наименьшим, затем сред-[М и, наконец, наибольшим, или наоборот. Напряжение сжатия даъше нуля, напряжение растяжения — больше. По оси ординат отложены функции p*_ik, p*j, pj_k, характеризуюче условия на биссекторных плоскостях между осями к и і, і и j и к. Функции р*_к, р^_к, представляют собой гиперболы с асим-отами (т_к — о і и at = a j. Функция рц линейно убывает с алге->аическкм ростом а_к. Минимальные значения функций рассма-іиваемого семейства образуют контур, обозначенный жирной яиеЙ. Из всех кривых семейства он соответствует напряженно-' состоянию, наиболее благоприятному для реализации трещин, ьрактеристиками контура j^f" может служить ордината точки , (первой бифуркации) обозначенная через р, ордината точ-Вц (второй бифуркации) и ширина контура на некотором вы-анном уровне. Допустим линейную зависимость а_к от времени эбозначим ее как аномальное время Т_ан-

- /

I «.

Рис.

іг «х

8.

семейство функций

р/ЧС

1 — Р&; 2 — і%; 3 - Pty, 4 - контур минимальных значений Р*і}С; 5 —- ас-симптоты; Bf, Вц — точки бифуркации;

б — типичные механизмы очагов, соответствующие различным соотношениям между главными напряжениями затемнен квадрант сжатия. Типы очагов: А — сбросы расплющивания; Б — сбросы растаскивания; В — сдвиги; Г — надвиги; Д — под-двиги; 1, 2, 3 — порядковые индексы напряжений

В соответствии с контуром р^п должны изменяться параметры сейсмического режима. В центральной части контура между точками Bi и Вц условия для реализации трещин и возникновения землетрясений наимение благоприятны, причем ситуация мало зависит от Ok- Такое состояние соответствует относительному сейсмическому затишью. Но при движении точки о\. влево от точки Bi (в квадранте к, г) или вправо от точки Вц (в квадранте j, к) даже незначительное изменение s-ведет к падению параметра р^_іп и активизации сейсмического процесса, который может потерять устойчивость. Увеличивается вероятность развития магистрального разрыва. Особенно вероятна потеря устойчивости правее точки Вц. Действительно, при малых по модулю значениях crj. < О правая ветвь контура р^_п круче левой. После затишья внезапно возникает сильное землетрясение.

Можно ожидать существование двух типов подготовки и реа-изации очага землетрясения путем потери устойчивости на раз-ыве. В одном случае она происходит при росте касательных и эрмальных напряжений, в другом — при росте касательных, но эй уменьшении нормальных. Надо полагать, что различен будет характер явлений, предшествующих большому событию. Статистика вносит свои коррективы в эту схему. Резкое убываете параметра устойчивости разрыва р* слева от точки бифурка-ш Bj и особенно справа от Вц означает, что трещины внезапно элучают новую возможность реализации. В совокупности тре-ин возрастает доля больших, в результате чего наклон графи-i повторяемости 7 уменьшается, и процесс может завершиться гаьным землетрясением.

Параметры контура p*(afc) зависят от его положения на число-)й оси. Чем дальше влево от нуля он расположен, т.е. чем боль-е по абсолютной величине сжимающие напряжения, тем дольше "глубже" то сейсмическое затишье, которое возникает при пройдений переменным главным напряжением ст\. диапазона охва-;нных данным случаем напряжений.

С изменением в данном объеме одного из главных напряжений меняются и механизмы очагов землетрясений. Это видно на 1С.9, где главным осям, обозначенным X, Y, Z, придано конкрет-іе расположение в географическом пространстве (что не нарз'-іет общности рассуждений).

Механизм очага неоднозначно связан с видом напряженного'со-ояния. Сбросы могут возникать как в условиях наибольшего ртикального сжатия (сг₁₂ < а_уъ,(т_у < 0, "сбросы расплющива-[я"), так и в условиях наибольшего горизонтального растяже-ся (ст₂ < 0 < (г_х,о_у, "сбросы растаскивания"). То же самое можно азать о кинематически неразличимых надвигах {(т_х,а_у < o_z < 0) подвигах {о_х,и_у < 0 < сг_г). Различия в напряженном состоя-:и должны, вероятно, отражаться на энергии, сейсмическом мо-:нте и других характеристиках землетрясений, однотипных по .ханизму очага и одинаковых по размеру.

ІІІ.З. Об устойчивости большого тектонического разрыва. Развитие очаговой области сильного землетрясения

Детально изучена предыстория Алайского землетрясения 1.ХІ. 1978 г., М = 0.8, очаг которого возник в зоне двух крупнейших региональных разрывов — Дарваз-Каракульского и Гиссаро-Кок-шаальского, разделяющих в этом месте Памир и Тянь-Шань [Осо-кина и др., 1992]. Карта механизмов очагов слабых землетрясений за два трехлетних интервала (рис.9) была составлена но ячейкам 0,25 х 0,25 и сопоставлена с теоретически рассчитанными локальными полями осей напряжений вблизи разрыва со смещением (правого сдвига), находящегося в "региональном" поле трехосного сжатия [Осокина, 1987]. Параметром этого поля, при неизменном положении осей, является отношение вертикального главного напряжения к "северо-западному" (юго-восточному) o_zfcr_x.

На двух фрагментах изученной временной последовательности (рис.9) видно, что со временем на фоне разрастающейся с середины 60-х годов зоны относительного затишья надвиги северовосточного простирания, которые возникали в 1972-1975 гг. сменяются сбросами северо-западного простирания, причем сдвиги широтные и меридиональные продолжают группироваться у краев зоны.

Аналогия с теоретическим расчетом позволяет утверждать, что за время наблюдений большой разлом не только увеличивал свою длину, но и породил в окрестности меняющееся во времени поле вторичных напряжений и относительно мелких разрывов. Эволюция этого поля соответствует последовательному изменению отношения a_zja_x в сторону его увеличения, что может происходить как при увеличении ст_г, так и при уменьшении а_х. В пользу последнего свидетельствует возникновение в 1978 г. в будущей очаговой зоне очень сильных магнитных аномалий (Л.Е. Ким, устное сообщение). Это связано, очевидно, с перемещением флюидов по зонам разломов — Дарваз-Каракульского и Гиссаро-Кокшааль-ского,— субмеридиональное сжимающее давление на которых в это время упало. Последнее и способствовало развитию на раз-

ис. 9. Схема сейсмотектонической деформации за различные периоды вре-:НИ

— за 1972-1975 гг.; б — за 1975-1978 гг.; в — механизмы очага Алайского млетрясения 1.II.1978 г. 1 — стереограмма сейсмотектонической деформа-и; верхняя полусфера, заштрихован квадрант сокращения; 2 — надвиги и простирание; 3 — сбросы и их простирание; 4 — эпицентр Алайского зе-іетрясения 1.11.1978 г.; 6 — большие разрывы; 7 — оси новейших поднятий : [Чедия, 1986]; 8 — контур области сейсмического затишья по [Михайлова, S2]; 9 — граница между участками с различными типами сейсмотектониче-ой деформации. :ему составили К.И. Кузнецова, Н.Х. Багманова

ломах асейсмичного (субсейсмичного) скольжения, крипа. Другое свидетельство в пользу крипа состоит в том, что в обширной области затишья, которая к концу срока наблюдений имела длину 100-120 км, главные оси деформаций в очагах слабых (9 < К < 11) землетрясений стали упорядоченными, разброс в механизмах очагов упал почти до нуля (Н.Х. Багманова, устное сообщение). Наконец, главное землетрясение 1.Х1.1978г. было необычно длиннопериодным, с одной угловой частотой в спектре и низким отношением энергии к сейсмическому моменту Е/М, "мягким" (Т.Г. Раутиан, устное сообщение).

Все это говорит: 1) о субсейсмическом течении горных масс, предшествовавшему возникновению в разломной зоне очага большого землетрясения; 2) о перестройке напряженного состояния, в результате чего были частично сняты сжимающие напряжения в разломной зоне. В этой связи следует заметить, что в 1976 г. в радиусе 500-700 км возникли очаги ряда сильнейших землетрясений: на западе Газлийских (М > 7), на юге верхнемантийного Гинду-кушского (М = 7,6) на глубине около 200 км и на востоке Китайского (Тянынаньского, М > 7,5). Они могли перестроить напряженное состояние региона, создав на разломах Памиро-Алайской зоны условия для крипа и потери его устойчивости.

После завершения серии афтершоков Алайского землетрясения постепенно восстановилась картина, которая была здесь до 1975 г.: исчезает затишье, его область снова заполняется очагами землетрясении, надвигами северо-восточного простирания, оси главных напряжений в других частях зоны возвращаются к своему исходному положению, параметр наклона графика повторяемости 7 поднимается от значения 0,3-0,4 до 0,55. Процесс постепенно затихает.

С целью исследования горообразующих и сейсмогенерирую-щих процессов в литосфере в комплекс существующих геолого-геофизических методов были внесены два новых подхода. Один из них, который можно назвать геометрическим, сочетает данные с

>рме земной поверхности с данными о деформации горных масс д ней. Второй, который опирается на статистику сейсмических бытии, допускает интерпретацию сейсмологических наблюде-:й в терминах механики квазисплошных сред. Появилась воз-іжность оценивать соотношение шаровой и девиаторнои частей лного тензора тектонических напряжений. Комплексирование их подходов позволяет говорить о заложении нового метода, эименение его при изучении сейсмичности в коре и верхней ман-и двух регионов Альпийского орогенного пояса — Кавказа и імиро-Тяньшаня привело к принципиально новым выводам.

Физические выводы. В тектонических явлениях очень боль-гю роль играют условия растяжения — относительного или аб-лютного. Растяжение связано с нисходящими или центробеж-гми движениями соседних частей литосферы. В мантии, где да-ения велики, это ведет к изменению фазового и агрегатного со-ояния и структуры горных масс, возникновению новых объемов

в земной коре.

С другой стороны, относительное растяжение (частичное сня-е давления) служит "спусковым механизмом" перемещения по ктоническим разрывам. Материал наблюдений свидетельству-

о том, что во многих случаях уменьшение нормального давле-я на разрыве способствует началу скольжения по нему, пере-дящему в динамический срыв — землетрясение. Это соответ-вует данным физики разрушения твердых тел.

Геотектонические выводы. В исследованных нами современ-:х орогенных областях происходит начальное развитие рифто-їеза. Оно связано с движениями соседних участков литосфе-[. Возникает последовательность: растяжение в мантии — ло-льное нарушение термодинамического равновесия — возникно-зие новых объемов пород, внедряющихся в кору — возникно-іие областей сжатия в низах коры — возникновение областей стяжения на сводах новых поднятий — выжимание пород в го-зонтальном направлении и нагнетание их в соседние области. Эбласть понижения давления в верхней мантии может возник-

нуть также в результате продольного изгиба вверх движущейся литосферной плиты при торможении ее края. Дальнейшая причинно-следственная последовательность будет такой же, как при непосредственном горизонтальном растяжении мантии.

Важно подчеркнуть следующее. В любом случае в тектоническом развитии региона большую роль играют вторичные объемы пород, возникшие в результате нарушения термодинамического равновесия в недрах. Структуры коры оказываются прямым или косвенным следствием раннего, происходящего еще на глубине рифтогенеза.

В целом в Альпийском поясе рифтогенез и орогенез предстают перед нами как две формы проявления некоторого исходного глубинного процесса, тесно связанные между собой.

Аптикаева О.И., Копничев Ю.Ф. Летальное картирование литосферы и астеносферы Гармского района по поглощению поперечных волн// Вулканология и сейсмология. 1992. № 5-6. С.101-118.

Артемьев М.Е.. Изостатические аномалии Кавказа// Изв. АН СССР. Физика Земли. 1985. № 2. С.3-16.

Артемьев М.Е., ГолландВ.Э. Изостатическая компенсация Тянь-Шаня// Изв. АН СССР. Физика Земли. 1983. № 1. С.43-53.

Артемьев М.Е., ГолландВ.Э. Изостатическая компенсация Тянь-Шаня. Выбор модели компенсации// Изв. АН СССР. Физика Земли. 1985. № 5. С.40-46.

Артемьев М.Е., Артюшков Е.В. О происхождении рифтовых впадин// Изв. АН СССР. Сер. геол. 1968. № 4. С.58-74.

Артюшков Е.В. Физическая тектоника. М.: Наука, 1993. 455 с.

Вурмаков Ю.А.,Винник Л.П., Сайипбекова A.M. и др. Трехмерная скоростная модель тектоносферы Тянь-Шаня и Памира// Докл. АН СССР. 1987. Т.297, № 1. С.56-60.

Винник Л.П., Годзиковская А.А., Патарая Г.С. и др. Скоростные неоднородности Кавказа// Изв. АН СССР. Физика Земли; 1978. № 7. С.96-104.

іиноградов С.Д., Мирзоев К.М., Саломов Н.Г. Сейсмический режим при разрушении неоднородных материалов. Душанбе: Донині, 1975. 115 с.

одзиковская А.А. Мантийные землетрясения Кавказа в районе Терско-Сунженского прогиба// Изв. АН СССР. Физика Земли. 1988. № 7. С. 102-106.

рачев А.Ф. Рифтовые зоны Земли. М.: Недра, 1987. 285 с. емлетрясения Средней Азии и Казахстана./ Ежегодник за 1979-1984 гг.

емлетрясения в СССР. М.: Наука, 1970-1986. азимиров Д. А. История развития и механизм образования складок юго-западной Ферганы// Геологич. сборник. № 5-6. Львов, 1958. С.478-485.

ондратьев А.Н., Кулюкин A.M., Пономарев B.C. и др.// Изв. АН СССР. Физика Земли. 1985. № 3. С.17-28. узнецова К.И. Закономерности разрушения упруго-вязких тел и некоторые возможности приложения их к сейсмологии. М.: Наука, 1969. 87 с.

узнецова К.И. Сейсмичность как отражение процесса деформирования горных масс// Изв. АН СССР. Физика Земли. 1991. № 9. С.47-60.

узнецова К.И., Багманова Н.Х., Матасова Л.М. и др. Совокупность сейсмологических параметров и современные тектонические движения в Альпийском складчатом поясе. 4.1// Физика Земли. 1995. № 10.

узнецова К.И., Годзиковская А.А. Парадокс возникновения очагов сильных землетрясений на фоне низкой сейсмической активности// Докл. РАН. 1994. Т.334, № 1. С. 103-106. узнецова К.И., Лукина Н.В., Ханутин Г.Б. Совокупность сейсмологических параметров и современные тектонические движения в Альпийском складчатом поясе. 4.2// Физика Земли. 1995. № 10.

еонов Ю.Г., Никонов А.А. Проблемы неотектонического развития Памиро-Тяньшаньского горного сооружения// Геотектони-

ка. 1988. № 2. С. 108-119. Лукк А.А., Юнга С.Л., Майсурадзе В.В. и др. Исследование во

можности реконструкции напряженно-деформированного сост

яния земной коры на основе механизмов землетрясений// 3

млетрясения Средней Азии и Казахстана в 1985 г. Душанб

Дошил, 1988. С.52-82. Марусси А. Геофизическое положение и эволюция Памирско]

синтаксиса и Каракорума// Земная кора и верхняя мантия П

мира, Гималаев и Южного Тянь-Шаня. М.: Наука, 1984. СИ

15. Михайлова Р.С. О подготовке и реализации Алайского земл

трясения 1.XI.1978 г.//Прогноз землетрясений. № 1. Душанб

Дониш, 1982. С.311-334. Новый каталог землетрясений в СССР./ Под ред. Н.В. Шебал:

на, Н.В. Кондорской. М.: Наука, 1977. Осокина Д.Н. Взаимосвязь смещений по разрывам с полями н

пряжений и некоторые вопросы разрушения горного массива,

Поля напряжений и деформаций в земной коре. М.: Наука, 198

С.120-135. Карта новейшей тектоники юга СССР./ Под ред. Л.М. Полкан

вой. М.: Недра, 1971. Резвой Д.П. "Антитяньшаньское" структурное направление в те

тонике Средней Азии// Геология глубинных разломов некот

рых регионов СССР. М.: Недра, 1965. Рогожин Е.А. Палеозойская тектоника западной части Турк

станского хребта. М.: Наука, 1977. 96 с. Ризничєнко Ю.В. О связи энергии максимального землетрясеш

с сейсмической активностью// Докл. АН СССР. 1964. Т.15

№ 6. С.1352-1354: Ризничєнко Ю.В. Расчет скорости деформации при сейсмоте

тоническом течении горных масс// Изв. АН СССР. Физш

Земли. 1977. № 10. С.34-47. Ризничєнко Ю.В. Проблемы сейсмологии. М.: Наука, 1985. 405 Ротвайн И.М. Диагностика повышения вероятности сильных з

млетрясений по вариациям потока землетрясений./ Дисс. д-ра физ.-мат. наук. М.: ИФЗ АН СССР. 1990.

оболева О.В., Кучай О.А. Механизмы очагов землетрясений и сейсмотектоническая деформация земной коры Памира// Геология и геофизика Таджикистана. Т.1. Душанбе: Дониш, 1985. СЛ39-160.

алтурин В.И. Волны Релея в Средней Азии на расстояниях до 3000 км: групповые скорости и затухание// Сейсмические волновые поля. М.: Наука, 1992. С.79-96.

амрабаев И.Х., Ахунджаев Р.А., Зуев Ю.Н. и др. Обобщенная модель земной коры и верхней мантии — геотрансект Ташкент — озеро Зоркуль// Советская геология. 1991. № 10. С.75-87.

ендин Д. Справочник по физическим константам горных пород. М.: Мир, 1969. С.211-273.

Іебалин Н.В., Бузрукова Д.И. Затухание сейсмических сотрясений и добротности среды// Вопр. инженерной сейсмологии. Выл.30. 1989. С.63-72.

Зсупходжаев Х.И. Гравитационная модель литосферы Памиро-Тянь-Шаньского региона. Ташкент: ФАН, 1991. agan J. Creep, stable sliding and premonitory slip// Pure and Appl. Geophys. 1978. Vol.116. P.773-787.

[ogi K. Two kindes of seismic gaps// Pure and Appl. Geophys. 1986. Vol.117, № 6. P.133-140.

:holz K. The frequency-magnitude relation of microfracturing in rock and its relation to earthquakes// Bull. Seismol. Soc. Amer. 1966. Vol.58, № 1. P.3.

Список публикаций К.И. Кузнецовой по теме диссертации

О влиянии механических свойств и скорости деформирования на характер разрушения схематической модели неоднородной среды и некоторых реальных материалов// Изв. АН СССР. Сер. геофиз. 1962. № 12. 19 с.

2. Закономерности разрушения упруго-вязких тел и некоторь
возможности приложения их к сейсмологии. М.: Наука. 196
87 с.

3. Особенности графика повторяемости землетрясений и повед ние горных масс// Региональные исследования сейсмическої режима. Кишинев, 1974. 8 с.

4. Схема распространения трещин в неоднородной среде и ст тистическая модель сейсмического режима// Исследования і физике землетрясений. Москва, 1976. 13 с.

5. (соавт. С.Д. Виноградов, А.Г. Москвина, В.В. Штейнбері Физические условия на разрыве и излучение из очага// Физ: ческие процессы в очаге землетрясения. М., 1980. 12 с.

6. Сейсмичность как стохастический процесс с физическими п раметрами// Изв. АН СССР. Физика Земли. 1983. № 12. 12 с

7. Прочность и сейсмическое течение горных масс// Метод
определения сейсмической опасности. Кишинев, 1984. С.80-8'

8. (соавт. Л.С. Шумилина, Н.А. Белова).Об отражении сейсм: ческого процесса в вариациях графиков повторяемости земл трясений// Прогноз землетрясений. Душанбе; Москва, 198 № 5. С.71-83.

9. (соавт. A.M. Муралиев). О связи между распределением ч: ела землетрясений по энергии и напряженно-деформационны состоянием горных масс// Изв. АН СССР. Физика Земли. 198 № 11. С.24-34.

10. (соавт. Л.С. Шумилина, В.В. Ошер). Структура слабе
сейсмичности вблизи очагов сильных мантийных Карпатсю
и Памиро-Гиндукушских землетрясений// XIX Генеральна
Ассамблея

ЕСК: Докл. 1988. 5 с.

11. Сейсмичность как отражение процесса деформирования го;
ных масс// Физика Земли. 1991. № 9. С.47-59.

12. (соавт. Л.С. Шумилина, Н.Х. Багмакова, Н.А. Козырев.
О природе сейсмических затиший// Физические и сейсмолог:
ческие основы прогнозирования разрушения горных пород М

Наука, 1992. 7 с.

13. (соавт. Г.Б. Ханутин). Положение очагов сильных землетрясений в деформационной структуре Кавказа// Сейсмичность и: сейсмическое районирование Северной Евразии. М., 1993. Вып.1. С.45-50.

14. (соавт. А.А. Годзиковская). Парадокс возникновения очагов сильных землетрясений на фоне низкой сейсмической активности// Докл. РАН. 1994. Т.336. № 1. С.103-106.

15. (соавт. Н.Х. Багманова, Л.М. Матасова, Р.С. Михайлова,
A.M. Муралиев, С.С. Сейдузова, О.В. Соболева). Совокуп
ность сейсмологических параметров и современные тектониче
ские движения в Аьпийском складчатом поясе. Ч.І (1. Метод
исследований. 2. Тянь-Шань и Памир)// Физика Земли. 1995.
№ 10.

16. (соавт. Н.В.Лукина, Г.Б. Ханутин). Совокупность сейсмологических параметров и современные тектонические движения в Аьпийском складчатом поясе. Ч.П (Кавказ)// Физика Земли. 1995. № 10.

17. On the influence of the rheological properties of a medium upon some regularities of its seismic regime// Geophys. J. Roy. Astr. Soc. 1967. № 14. 5p.

13. (coop. L.S.Shumilina, A.D.Zavialov). The physical sense of the magnitude-frequency relation//Pro с of the 2-nd Intern. Simp, on the Analysis of Seismicity and Seismic Hazard. Liblice Castle, Czechoslovakia, May 18-23, 1981, Piaha, 8 p.

19. (coop. D.N. Osokina, N.Kh. Bagmancva). Local stress and strain fields near a fault as indicators of movement on its surface: mechanics and seismicity// Tectonophysics. 1992. № 202. P.239-246.

20. (coop. D.N. Osokina). Aseismic movement along a tectonic rupture before an earthquake occurrence// J. of Earthquake Prediction Res. Vol.3, № 1. 1994. P.67-78.

21. Orogenic belts as the dissipative structures transforming the energy of lithosphere plates movement// Proc. of XXIV General Assembly IUGG. Athens, Greece, 1994 (in press).