Физика Земли, 2023, № 3, стр. 3-32

ВВЕДЕНИЕ

В настоящее время общепризнано, что разрыв в очаге землетрясения редко происходит в результате сдвигового разрушения неповрежденного участка коры. Значительная доля землетрясений происходит в результате повторного сдвига по части или по всей поверхности сформированного разлома как следствие фрикционной нестабильности в процессе деформирования массива горных пород под действием тектонических и гравитационных сил. При этом большая часть многокилометровых перемещений по сейсмогенным разломам связана именно с косейсмическими и постсейсмическими подвижками [Scholz, 2019].

Одним из важных достижений сейсмологии и механики разломообразования за последние 20 лет является открытие и классификация режимов перемещений по тектоническим разломам, которые можно считать переходными от квазистатического стабильного скольжения к динамическому разрушению [Ide et al., 2007; Peng, Gomberg, 2010; Кочарян, 2016; Кузьмин, 2019; и др.]. В ходе таких событий доля энергии деформации, идущая на излучение сейсмических колебаний значительно меньше, чем при “нормальных” землетрясениях. В ходе эпизодов медленного скольжения (SSE – slow slip events) сейсмическое излучение не регистрируется вовсе. Если изначально предполагалось, что переходные режимы скольжения и SSE характерны лишь для значительных глубин, в окрестности упруго-пластического перехода, то за последние годы геофизические наблюдения в сочетании с численными моделями и лабораторными экспериментами показали, что непрерывный спектр поведения разломов является обычным явлением для разломов земной коры на всех глубинах, например [Avouac, 2015; Bürgmann, 2018]. Более того, разрывы с низкой величиной приведенной сейсмической энергии (отношение величины излученной энергии к значению скалярного сейсмического момента) недавно были зарегистрированы в рое микроземлетрясений, индуцированном горными работами [Беседина и др., 2020; 2021].

Исследование условий возникновения этих, пока слабо изученных, переходных режимов деформирования разломов представляет большой интерес как с точки зрения совершенствования фундаментальных представлений о механике очага землетрясений, так и при разработке научного направления, связанного с исследованиями возможности искусственной трансформации напряженно-деформированного состояния локальных участков массива горных пород [Ружич и др., 2020; 2022]. Некоторые авторы надеются снизить потенциальную угрозу именно путем изменения режима скольжения по разлому [Filippov et al., 2006; Мирзоев и др., 2009].

Лабораторные эксперименты продемонстрировали, что возможность реализации того или иного режима деформирования разлома напрямую определяется соотношением между упругими характеристиками вмещающего массива и фрикционными свойствами зоны скольжения [Rice, Ruina, 1983; Kocharyan et al., 2017; Кочарян, 2016]. В этой связи при построении аналитических и численных моделей процесса, во главу угла выдвигаются эффективные фрикционные характеристики зоны скольжения, которые неотделимы от структуры разломной зоны.

Новые сведения о строении разломов и динамике их деформирования появляются, в последние два–три десятилетия, во многом благодаря исследованию проблем, связанных с обеспечением сейсмобезопасности территорий. Хотя проблема пока далека от решения, палеосейсмологические исследования участков, поднятых с сейсмогенных глубин, глубинное бурение зон разломов, лабораторные эксперименты и численное моделирование позволили получить богатый наблюдательный и экспериментальный материал, который нуждается в обобщении.

В недавнем обзоре [Кочарян, 2021] были проанализированы актуальные публикации по широкому кругу проблем, посвященных процессу зарождения и эволюции процессов скольжения по разломам земной коры. В настоящей статье мы сочли целесообразным более детально рассмотреть результаты недавних исследований структуры и фрикционных свойств областей скольжения разломных зон. Интерес к этой тематике обусловлен развиваемым в ИДГ РАН подходом к мониторингу разломных зон для получения косвенной информации о потенциальной “сейсмогенности” участка массива горных пород [Беседина и др., 2020; 2021; и др.]. Элементы этого подхода были представлены в нескольких докладах, сделанных авторами на 6-й конференции “Триггерные эффекты в геосистемах”.

СТРУКТУРА ЗОН СКОЛЬЖЕНИЯ

Многие годы исследованием структуры разломных зон занимались геологи, а физико-механические свойства пород исследовали в лаборатории специалисты горного дела и физики. Вплоть до 80-х–90-х годов прошлого века размеры зоны разлома чаще всего оценивались по внешним проявлениям на поверхности или на участках пересечения зоны разлома горными выработками (обычно на глубинах первые сотни метров, реже 1–2 км). Геофизические обследования таких областей давали заметно большие значения эффективной ширины разломной зоны, по сравнению с визуальными определениями [Кочарян, Спивак, 2003]. Это привело к довольно устойчивым представлениям о том, что для крупного разлома, ширина зоны ослабленного, по сравнению с вмещающим массивом, материала распространяется на сотни метров – первые километры [Шерман, 2014].

Характеристика внутренней структуры разломных зон является важным шагом на пути к пониманию макроскопических свойств геологических разломов, включая их механические, сейсмогенные и гидравлические свойства. Этой теме в последние 30 лет было посвящено множество исследований, например, [Семинский, 2003; Шерман, 2014; Sibson, 2003; Chester, Chester, 1998; Faulkner et al., 2010; Fagereng, Sibson, 2010; Collettini et al., 2019; 2022; и др.]. Это привело к тому, что наши представления о структуре зон массивов горных пород, вмещающих крупные разломы, в последние годы значительно расширились.

Проведенные исследования показали, что зона интенсивных деформаций пород распространяется на десятки-сотни метров в направлении нормальном плоскости нарушения. Высокая степень локализации деформации в зоне разлома в условиях высоких температур и давлений, как правило, приводит к формированию структуры состоящей из ядра разлома – зоны, где локализована большая часть деформации, и зоны динамического влияния, образованной поврежденным материалом с повышенной, по сравнению с вмещающим массивом, трещиноватостью и вторичными небольшими разломами с относительно малой амплитудой смещения (например [Семинский, 2003; Faulkner et al., 2010]).

При полевых исследованиях строения эксгумированных геологических объектов в качестве основных признаков древних косейсмических разрывных нарушений обычно используются зеркала скольжения и псевдотахилиты – продукты фрикционного плавления отдельных участков [Sibson, 1977; Ружич, 1997; Faulkner et al., 2008; Smith et al., 2013; Матвеев и др., 2022; и др.]. Кроме того, критериями выявления глубинных сейсмогенных разрывов является ультракатакластический характер переработки пород в разломах, состав новообразованного минерального заполнения трещин и минеральных образований на плоскостях зеркал скольжения, термохимические последствия фрикционного разогрева вещества горных пород в виде пленочного стекловидного покрытия зеркал скольжения. Исследования тонкой структуры минерализации поверхностей зеркал скольжения и более поздних секущих трещин позволяют оценить возраст сейсмодислокации и P-T-условия образования подвижки [Ружич и др., 2018].

Ядро сейсмогенного разлома, расположенного в низкопористых кристаллических породах, как правило, состоит из одной или нескольких зон катаклазитов, внутри которых можно обнаружить полосы интенсивного уменьшения размера зерен геоматериала – зоны скольжения (зона магистрального сместителя – principal slip zone; PSZ) [Sibson, 2003]. Некоторые разломы имеют относительно простую архитектуру с единственной PSZ, окруженной зоной повышенной трещиноватости. В то же время другие содержат ряд PSZ, которые в некоторых случаях пересекаются, формируя сложные зоны анастомоза, слои или линзы [Collettini et al., 2019; Volpe et al., 2022].

Косейсмические разрывы часто происходят вдоль одной и той же поверхности, сформированной ультракатаклазитами, образованными на предыдущих стадиях деформирования [Sibson, 2003]. Здесь уместно отметить, что для обозначения материала-заполнителя зоны сместителя в англоязычной литературе используется термин “fault gouge”, который, по сути дела, объединяет термины “глинка трения” и “продукты катакластического метаморфизма”. Заполнитель центральной части разлома (fault gouge) представляет собой несвязанный геоматериал (по крайней мере, на современных обнажениях) состоящий менее чем на 30% по массе из крупных (>2 мм) обломков, который может иметь как слоистую (сланцеватую), так и случайную структуру. Термин “несвязанная” определяется как “способность быть разделенной на составляющие гранулы пальцами или при помощи перочинного ножа” [Woodcock, Mort, 2008].

Традиционно предполагалось, что fault gouge формируется на относительно малых глубинах (выше нижней границы зеленосланцевой фации, T < 250–350°С) в зоне хрупкого разрушения, в результате фрикционного износа и катакластических деформаций (скольжение по границам зерен, растрескивание зерен и др.), тогда как на больших глубинах имеют место квазипластические деформации, формирующие породы милонитической серии [Scholz, 2019]. Результаты лабораторных экспериментов, проведенных в последние годы, показали, что квазихрупкое разрушение может происходить в существенно более широком диапазоне Р-Т-условий, чем считалось ранее.

Показано, что динамические сдвиги в кальцитовом gouge могут происходить при таких высоких температурах, как 550°C. При этом, исследования шлифов образцов, которые продемонстрировали хрупкий механизм разрушения, показали характерную милонитовую микроструктуру (удлинение зерен, выровненные удлиненные порфирокласты, перекристаллизация) [Verberne et al., 2015]. Авторы статьи [Pec et al., 2016] показали, что наличие кварца обеспечивает локальное нарастание высоких механических напряжений, которые затем вызывают измельчение и разрушение кристаллической решетки в минералах с более слабыми атомными связями (полевые шпаты и слюды) и образование нанокристаллического, частично аморфного материала, по которому может происходить скольжение. Исследования шлифов на микро и нано уровне при сдвиге слоя мафической породы в диапазоне очень высоких давлений (обжимающее давление 0.5 ГПа ≤ P_c ≤ 1.5 ГПа) показали, что при температуре 600°С наблюдался преимущественно хрупкий механизм деформирования, а переход к вязкой деформации происходил в процессе повышения температуры до 800°С [Marti et al., 2017]. В качестве возможных механизмов квазихрупкого разрушения при высоких давлениях и температурах в работе [Pec et al., 2016] обсуждаются следующие процессы. В первом случае зоны частично аморфного материала, образованного путем твердотельной аморфизации, формируют зону ослабления, пронизывающую слой милонитизированной породы. Во втором – высокая концентрация напряжений на границе раздела между зоной проскальзывания и вмещающей породой вызывает разрушение разлома хрупкой трещиной.

Классическим примером экстремальной локализации является разлом Punchbowl в Южной Калифорнии с толщиной зоны магистрального сместителя не более чем 1–10 см [Evans, Chester, 1995]. По данным работы [Chester, Chester, 1998] на одном из участков разлома Punchbowl из 10 км сдвига лишь 100 м локализовано в зоне трещиноватости толщиной около 100 м, а все остальное смещение произошло внутри узкого катаклазитового слоя толщиной от 4 см до 1 м. Внутри последнего обнаруживается довольно плоская непрерывная поверхность, представляющая собой слой ультракатаклазитов около 1 мм толщиной, которая служила поверхностью скольжения на последних нескольких километрах перемещения [Chester et al., 2005].

Повторная активизация может происходить и через очень большие промежутки времени. Так активный в архее разлом Pretorius, пересекающий горные выработки глубокой шахты в Южной Африке, испытал в то время множественные сдвиги вдоль богатой кварцем PSZ. В 2004 г. произошла активизация разлома в виде землетрясения магнитудой M = 2.2. Обнаруженный при обследовании выработок на глубине 3.6 км очаг этого землетрясения представляет собой косейсмический сдвиг вдоль слоев gouge толщиной 1–5 мм расположенных в четырех квазиплоских сегментах древней разломной зоны [Heesakkers et al., 2011].

За последние два десятилетия в рамках обширных программ International Ocean Discovery Program (IODP; https://www.iodp.org/) и International Continental Scientific Drilling Program (ICDP; https:// www.icdp-online.org/home/) на многих участках суши и океанического дна были осуществлены проекты по бурению через активные разломные зоны. В большинстве случаев глубина скважин была относительно невелика (1–3 км). Тем не менее эти исследования являются единственным “окном”, позволяющим достоверно установить, что происходит при динамическом скольжении по разлому в натурных условиях при давлениях порядка килобара. Были получены уникальные данные о строении разломных зон, P-T-условиях в зоне скольжения, фрикционных свойствах разломной глинки трения, проницаемости, процессах массопереноса и быстрого залечивания зоны поврежденного материала [Brodsky et al., 2009; McNeil et al., 2019; и др.].

Детальный обзор результатов бурения крипующей секции зоны Сан-Андреас (проект SAFOD), разломов Nojima (землетрясение M_W =6.9 1995 Кобе, Япония), Chelungpu (землетрясение Chi-Chi, M7.6 Тайвань, 1999) и землетрясения Тохоку (M9.0 2011, Япония) приведен в монографии [Кочарян, 2016] и статьях [Ружич, Кочарян, 2017; Кочарян, 2021], где приведены ссылки на оригинальные публикации.

В последние годы получены некоторые дополнительные данные. Так в зоне землетрясения Кобе, Япония 1995 г. M_W = 6.9 пробурено несколько дополнительных скважин глубиной до 1800 м, пересекающих разлом Nojima на глубинах от 261 до 904 м [Lin, Nishiwaki, 2019]. В результате выполненных каротажных исследований и анализа структуры керна на микро- и мезо- уровне установлено, что зона магистрального сместителя разлома представляет собой тонкую малопрочную низкопроницаемую зону, выполненную разломной глинкой трения толщиной от 10 до 30 см, обрамленную с обеих сторон высокопроницаемой породой. При этом слои глинки трения почти везде могут быть разделены на несколько тонких подслоев разного цвета, по которым наблюдалось перемещение. По мнению авторов [Lin, Nishiwaki, 2019] смещения вдоль этих подслоев (PSZ) представляют собой следы подвижек палеоземлетрясений, произошедших в течение позднего плейстоцена-голоцена.

Бурение через разлом Альпина в Новой Зеландии продемонстрировало необычайные аномалии температурного градиента, давления и скорости перетока флюида, связанные главным образом с тем, что центральная часть разлома является фактически непроницаемой, что приводит к активной циркуляции метеорных флюидов в висячем крыле и быстрому кальцинированию трещин в зоне разлома [Sutherland et al., 2017; Janku-Capova et al., 2018]. По результатам бурения сделан вывод, что “на сейсмогенных глубинах разлом представляет собой либо единую зону сфокусированного локализованного хрупкого сдвига, либо состоит из нескольких нитей” [Boulton et al., 2017; Toy et al., 2015].

Разбуривание зоны Веньчуанского землетрясения M_w = 7.9 2008 г. (Китай) позволило вскрыть шестью скважинами плоскость косейсмичекого разрыва на глубинах от 589 до 2065 м [Xu, Li, 2019]. Во всех скважинах были идентифицированы PSZ землетрясения 2008 г., которые, имея толщину в доли миллиметра, располагались в сантиметровых слоях свежей глинки трения с размерами зерен <10 мкм. Материал в этих слоях обогащен графитом, что может являться индикатором достижения высоких температур и давлений в процессе скольжения [Lin, 2019]. В работе [Kuo et al., 2018] проведена рентгеновская спектроскопия образцов, отобранных с шагом 1 см из ядра разлома землетрясения. Это позволило установить, что графит содержится только в слое gouge, тогда как в окружающей брекчии присутствуют только гетерогенно кристаллизованные углеродосодержащие материалы.

Краткая сводка результатов бурения некоторых разломных зон приведена в табл. 1.

Структура центральной части разлома зависит, в том числе, и от свойств вмещающей породы. Как отмечалось выше, ряд разломов в кристаллических породах демонстрирует центральную зону в виде ультракатакластического ядра с экстремально малым уменьшением размера зерен и локализацией сдвига вдоль PSZ [Sibson, 2003; Chester et al., 2005; Smith et al., 2013; и др.].

В пределах массивных карбонатов, по данным [De Paola et al., 2008; Fondriest et al., 2013; Collettini et al., 2014] типичной является локализация сдвига вдоль субпараллельных очень тонких (<500 мкм) зон, ограниченных поверхностями скольжения [De Paola et al., 2008; Collettini et al., 2014]. На некоторых участках таких разломов в явном виде присутствуют следы термического разложения и структурной сверхпластичности карбонатов, свидетельствующие о динамических сдвигах (см., например, [Rowe et al., 2012; Collettini et al., 2013; De Paola et al., 2015]).

В то же время существует множество наблюдений, в которых описывается совершенно иной тип ядра разлома. В отличие от описанных выше структур, они представляют собой взаимосвязанные, многократно пересекающиеся зоны сдвига, богатые филлосиликатами. Эти пересекающиеся сети имеют мощность до 50 м и содержат глинистые минералы, происходящие из различных протолитов. В литературе описан целый ряд подобных структур. Сведения о некоторых из них, описанных наиболее детально, приведены в табл. 2. Геометрия и внутренняя структура этих зон сдвига сильно напоминают зоны пластического сдвига высокой метаморфической степени. В целом следует отметить высокое содержание в ядре таких разломов слабых минералов – талька, каолинита, хлорита, иллита и т.д. Последние, обладая радикально отличающимися от вмещающей породы механическими свойствами, в значительной степени определяют и фрикционные свойства разломной зоны (участка разломной зоны) с высоким содержанием филлосиликатов.

Структура разломной зоны определяет возникновение особых гидрогеологических условий, которые в свою очередь оказывают влияние на прочность и фрикционные свойства разломной зоны [Sibson, 1992; Wibberley et al., 2008; Faulkner et al., 2010]. Ярким примером являются вышеупомянутые аномалии температуры и давления флюида, выявленные при бурении через разлом Альпина [Sutherland et al., 2017; Janku-Capova et al., 2018]. Повышенное поровое давление флюида, снижающее эффективное нормальное напряжение, является одной из основных гипотез, объясняющих известные парадокс напряжений и парадокс теплового потока – несоответствие многих наблюдаемых/оцениваемых параметров закону трения Байерли и теории разломообразования Андерсона [Теркотт, Шуберт, 1985]. Для того, чтобы поровое давление оказалось столь высоким, по крайней мере для сбросов или сдвигов, необходимо вводить дополнительные предположения, например наличие изолированных слоев в центральной части разлома, ограниченных малопроницаемыми формациями [Riсe, 1992; Киссин, 2015; Родкин, Рундквист, 2017; и др.]. Кроме того, эта схема требует аномально малой величины отношения горизонтальной и вертикальной проницаемости ~10^–6 [Scholz, 2019].

Второй важный механизм, оказывающий радикальное влияние на механические характеристики зоны разлома, это циркуляция флюидов, способствующая замещению сильных минеральных фаз слабыми [Collettini, Holdsworth, 2004; Schleicher et al., 2010; Warr et al., 2014]. Подобные процессы ослабления были широко задокументированы в зонах разломов, расположенных в различных вмещающих породах – в известняках [Tesei et al., 2013; Viti et al., 2014; Lacroix et al., 2015], доломитах [Collettini et al., 2009], сланцах [Alder et al., 2016], ультраосновных породах [Viti et al., 2018; Tesei et al., 2018] – по всему миру – для различных P‑T-условий. В статье [Colletini et al., 2019] этот процесс схематизирован следующим образом. На ранних стадиях деформации хрупкая трещиноватость и катаклазис приводят к увеличению проницаемости зоны разлома, способствуя притоку флюидов. Флюиды взаимодействуют с мелкозернистым катаклазитом, способствуя процессам растворения и осаждения, что приводит к замещению сильных минеральных фаз (кварц, полевой шпат, оливин, пироксен, кальцит, доломит) слабыми минеральными (глины, тальк, хлорит, мусковит, лизардит, волокнистый серпентин). С ростом деформации эти процессы приводят к развитию взаимосвязанной и богатой филлосиликатами микроструктуры, в которой значительная часть деформации реализуется в виде скольжения вдоль филлосиликатных квазиплоскостей, обладающих крайне низким трением [Tesei et al., 2018]. Кроме того, развитие рассланцованных сетей, богатых пластинчатыми минералами, делает разлом барьером с низкой проницаемостью для течения флюида в направлении перпендикулярном плоскости скольжения. В течение нескольких лет специалистами ИДГ РАН и ИЗК СО РАН проводилось исследование структуры и вещественного состава Приморского разлома Байкальской рифтовой зоны (рис. 1). Анализ полученных материалов продемонстрировал выраженную вариабельность вещественного состава образцов горных пород как вкрест, так и вдоль простирания разлома. На основе петрографического описания образцов горных пород, отобранных вдоль профилей протяженностью до 2 км вкрест простирания Приморского разлома, были выявлены зоны наиболее интенсивных деформаций (ядро разлома) и определен преобладающий вещественный состав образцов горных пород, слагающих ядро разлома (табл. 3). Эти участки в результате денудации были эксгумированы с сейсмогенных глубин и содержат следы палеоземлетрясений возрастом до 673 ± 4.8 млн лет [Ружич и др., 2018]. На 8 профилях Приморского разлома выделяются два типа сегментов. На сегментах первого типа локализовано ядро разлома, которое условно “однородно” по типу слагающих его пород. Для пород “однородного ядра” характерно свойство скоростного разупрочнения (VW). Сегменты второго типа характеризуются “неоднородным ядром” и породы их слагающих проявляют свойства как скоростного разупрочнения (VW), так и скоростного упрочнения (VS).

Таким образом, данные бурения и геологического обследования денудированных участков разломных зон, демонстрируют наличие радикально отличающихся по структуре и материальному составу участков скольжения. Упомянутые выше парадокс напряжений и парадокс теплового потока, в совокупности с этими сведениями, привели к гипотезе существования “сильных” и “слабых” разломов [Lachenbruch, Sass, 1988; Fagereng, Sibson, 2010., и др.]. Для первых характерны высокая величина фрикционной прочности, соответствующая закону Байерли [Byerlee, 1978], а для вторых предполагаются крайне низкие статические коэффициенты трения материалов, слагающих центральную зону разлома [Moore, Lockner, 2011; 2013; 2021; Lockner et al., 2011]. В последние десять лет под влиянием нарастающего количества сведений о структурной неоднородности разломов и результатов лабораторных экспериментов, идея противопоставления “сильных” и “слабых” разломов трансформировалась в предположение о существовании в одной и той же разломной зоне “сильных” и “слабых” участков [Кочарян, Батухтин, 2018; Collettini et al., 2019; Barnes et al., 2020; Bedfort et al., 2022; Leah et al., 2022]. Такие представления соответствуют, в том числе, известному подходу, развитому сейсмологами для описания наблюдаемых параметров высокочастотного движения в ближней зоне землетрясений, согласно которому поверхность скольжения содержит особые участки – “неровности” (англ. asperities), которые представляют собой “прочные, напряженные” пятна, окруженные областями, где напряжение частично сбрасывается в межсейсмический период [Kanamori, Stewart, 1978].

С известной степенью условности можно выделить несколько структурных уровней неоднородности: субмиллиметровые особенности структуры геоматериала, сантиметровые–метровые блоки в брекчии и меланже, шероховатость и волнистость поверхности скольжения (см., например, [Sagy et al., 2007; Fagereng, 2011; Chen et al., 2020]). По-видимому, наибольшее значение в контексте рассматриваемой проблемы имеют локальные области контактной поверхности, в явном виде обладающие разными фрикционными свойствами.

Очевидными примерами зон с разными фрикционными свойствами, являются области, сформированные в основном кварцесодержащими породами и участки с высоким содержанием филлосиликатов. Так, например, в активной области Аппенин выходы эксгумированных пород фундамента схематически состоят из структурно-механических неоднородных зон распределенной деформации вдоль связанных между собой филлосиликатных горизонтов, окружающих кварцевые линзы мощностью до сотен метров [Volpe, 2022]. Такие области c разными фрикционными свойствами представляют собой, скорее всего, более-менее плотные кластеры asperities низшего уровня, расположенные на плоскости разлома, как правило, неравномерно. При проведении сейсмологических наблюдений эти области проявляются в виде топологически плотных кластеров гипоцентров фоновой сейсмичности [Ostapchuk et al., 2022]. Такие кластеры являются основными элементами, определяющими интегральные закономерности сопротивления разлома сдвигу. Гипоцентры более крупных событий часто расположены вблизи границ таких областей [Yamanaka, Kikuchi, 2004]. Примеры анализа расположения гипоцентров и их приуроченности к областям asperities приведены на рис. 2. С определенной долей условности форму контактной области можно аппроксимировать эллипсом, оси которого совпадают с главными компонентами топологически плотных кластеров фоновой сейсмичности [Ostapchuk et al., 2022].

Анализ некоторых сведений о размерах asperities приведены в работе [Kocharyan, Kishkina, 2021], где собраны данные о так называемых повторных землетрясениях, разрывающих одну и ту же область [Uchida, Burgmann, 2019 и ссылки там], результаты построения модели разрыва по нескольким рядам данных: сведениям о параметрах сильных движений в ближней зоне, результатам регистрации сейсмических волн на региональных и телесейсмических расстояниях, данным геодезических наблюдений (радарной спутниковой интерферометрии InSAR или GPS). Авторы работы [Kocharyan, Kishkina, 2021] отмечают, что характерный размер областей, интерпретируемых как asperity, в среднем в 1.5–3 раза меньше длины оценок разрыва землетрясения. Размеры этих зон, определенные по телесейсмическим данным, оказываются еще меньше. Судя по всему, зоны asperities занимают около 20–30% от площади разрыва.

Макроскопически, некоторые разломные зоны характеризуются систематическим изменением свойств разлома вдоль простирания. Примеры подобного систематического изменения приведены в работе [Perrin et al., 2016], где проанализированы данные о распределении косейсмических смещений и скоростей распространения разрыва для 27 крупных землетрясений. Авторы продемонстрировали, что свойства разломной зоны систематически изменяются по простиранию. От конца разлома по направлению к области его геологического зарождения будут снижаться жесткость и эффективная прочность материала, вмещающего зону скольжения. Кроме того, в результате многокилометровых сдвигов крупные макронеровности (asperities) будут становиться все более плоскими и пологими, т.е. поверхность скольжения становится более “гладкой”, а ее эффективная прочность, по мнению авторов работы [Perrin et al., 2016] скорее всего, уменьшается по сравнению со “свежим” участком из-за снижения уровня концентрации нормальных напряжений в зонах крупномасштабных шероховатостей.

Поскольку, как отмечалось выше, основной косейсмический сдвиг может быть локализован внутри ультракатаклазитового ядра в зоне толщиной менее 1–5 мм, то макроскопические эффекты трения в значительной степени определяются процессами, происходящими на микроуровне [Chen et al., 2013]. В этой связи большое значение для понимания закономерностей вариаций сопротивления сдвигу разломных зон имеют результаты лабораторного изучения трения горных пород.

ТРЕНИЕ

Для определения сдвиговой прочности ${{\sigma }_{s}}$ любых нарушений сплошности массива горных пород – от сомкнутой трещины до тектонического разлома обычно используется уравнение Кулона:

где: ${{\sigma }_{n}}$– эффективное нормальное давление; ${{\sigma }_{{s0}}}$ – сцепление; $\mu = {\text{tg}}\varphi $ – коэффициент трения (φ – угол трения) на поверхности раздела – параметры, определяемые экспериментально.

Обобщение данных по лабораторному исследованию коэффициентов трения горных пород выполнено Дж. Байерли в ставшей классической работе [Byerlee, 1978], которая к настоящему времени процитирована более 5000 раз. Байерли показал, что значения µ для сухих скальных пород, полученные при средних (5–100 МПа) и высоких (до 2000 МПа) уровнях давлений, довольно слабо зависят от типа породы и шероховатости поверхности, и закон трения описывается соотношением:

Применимость соотношения (2) для широкого круга объектов неоднократно подтверждалась и на натурных объектах таких, как, например, распределение углов падения сейсмогенных разрывов в соответствии с теорией разломообразования Андерсона. Примеры такого рода распределений, построенных по механизмам очагов неглубоких землетрясений, можно найти во многих работах, например [Colletini et al., 2019].

Другое свидетельство применимости закона трения Байерли к разломам земной коры получено из измерений in situ параметров поля напряжений, например, [Zoback, Zoback, 2002]. Многочисленные свидетельства указывают на то, что хрупкая кора критически напряжена почти повсюду, т.е. многие разломы находятся на грани фрикционного разрушения [Townend, Zoback, 2000; Zoback, 2010; и др.] в соответствии с законом Байерли (2). Широкое распространение индуцированной сейсмичности, несмотря на очень скромные изменения давления в фундаменте, и наблюдение того, что активированные разломы хорошо ориентированы в пределах современного поля напряжений [Walsh, Zoback, 2016; Schoenball, Ellsworth, 2017], убедительно подтверждают гипотезу о сильно напряженной коре с гидростатическим давлением жидкости и трением Байерли. Как показывают результаты многочисленных измерений напряжений в скважинах в широком диапазоне глубин, значительная часть активных континентальных разломов обладает прочностью на уровне трения Байерли [Zoback, 2010].

Экспериментально установлено, что в силу высокой степени локализации сдвига, макроскопические эффекты трения определяются процессами, происходящими на мезо- и микроуровне (например, [Proctor et al., 2014]). Авторы работы [Сhen et al., 2013] исследовали зависимость коэффициента трения μ для некоторых материалов в зависимости от шероховатости поверхности (рис. 3) и получили интересный результат. Они показали, что при масштабах длины 0.01–10 мкм коэффициенты трения хорошо коррелируют со значениями параметров, описывающих шероховатость (среднеквадратичное отклонение RMS или среднее отклонение профиля от средней линии Ra). Для испытанных образцов пород (доломит, гранит) величина коэффициента трения быстро приближается к диапазону “трения Байерли” 0.6–0.85, который является “общим” для трения хрупких горных пород [Byerlee, 1978]. Отсюда [Сhen et al., 2013] делают вывод о том, что снижение трения, в первую очередь, контролируется сглаживанием поверхности при скольжении (т.е. уменьшением шероховатости) в масштабе 0.01–10 мкм, тогда как шероховатость на больших масштабах естественных разломов имеет ограниченное влияние на трение.

Важнейшее значение с точки зрения геомеханики разломов имеют фрикционные свойства разломной глинки трения, которые могут радикально отличаться от свойств вмещающей породы. При анализе следует различать gouges, содержащие соли кислот кремния слоистой структуры (галит, тальк, монтмориллонит, биотит и др.) и заполнители, основу которых составляют такие материалы, как кварц, гранит, ортоклаз, кальцит, доломит и т.д.). Филлосиликаты, как правило, имеют заметно более низкий коэффициент трения. В частности, монтмориллонит с высокой адсорбционной способностью имеет коэффициент трения всего 0.18 при нормальном напряжении 20 МПа при комнатной температуре [Ikari et al., 2011]. Напротив, gouges с высоким содержанием кварца имеют относительно высокие значения коэффициента трения. Значения фрикционных параметров для некоторых минералов приведены в табл. 4.

Еще более радикально различие фрикционных свойств между кварцевым заполнителем и филлосиликатами проявляется при насыщении флюидом (см. табл. 4). Если неадсорбирующие минералы, например кварц, практически сохраняют фрикционную прочность после насыщения, то коэффициенты трения таких материалов, как монтмориллонит или лизардит при насыщении уменьшаются в разы из-за снижения прочности поглощающих минералов в водонасыщенном состоянии.

Необычайно низкие значения пикового (0.1–0.2) и остаточного (0.03–0.09) коэффициентов трения продемонстрировали эксперименты на влажных образцах смектитового gouge из PSZ разлома Alpina [Boulton et al., 2017]. Обширные физические исследования, результаты которых изложены в монографии [Бернштейн, 1987], доказали, что разупрочняющее действие воды связано, главным образом, с реакцией механически стимулированного гидролиза напряженного материала. В частности, происходит накопление разрывов Si–O–Si связей в присутствии молекул воды, что приводит к уменьшению коэффициента трения филлосиликатов. Кроме того, причина снижения фрикционной прочности заключается в том, что поверхность минералов пластинчатой структуры, которые регулярно обнаруживаются в зонах скольжения разломов [Kameda et al., 2011], притягивает молекулы воды, образуя тонкую пленку между двумя соседними пластинами [Renard, Ortoleva, 1997; Moore, 2004]. Влияние абсорбированной воды на степень снижения фрикционной прочности непосредственно продемонстрировано в лабораторных экспериментах на образцах мусковита [Kawai et al., 2015].

Описанные эффекты могут играть существенную роль в сезонных вариациях сейсмического режима. Так, например, увеличение количества мелких сейсмических событий в период высокой, связанной со снеготаянием, обводненности массива горных пород в Хибинах [Козырев и др., 2021] может определяться увеличением подвижности блочной структуры из-за снижения эффективного трения в разломных зонах вблизи поверхности, поскольку при разложении нефелиновой породы характерно образование значительного количества смектита.

Возможно, даже более важная, чем величина коэффициента трения, роль при рассмотрении динамики скольжения принадлежит вариации фрикционного сопротивления в процессе сдвига. Модель ослабления трения в процессе скольжения восходит к Ш. Кулону, который обнаружил такие важные особенности, как разницу между статическим и кинетическим трением, а также возрастание силы трения при нахождении поверхностей в стационарном контакте [Scholz, 2019].

Согласно первым современным моделям, сопротивление сдвигу по границе между блоками горной породы задавалось в виде модели с разупрочнением (см., например, [Ida, 1972]):

где: τ_u – пиковая фрикционная прочность; τ_f – остаточная фрикционная прочность; τ₀ – начальные напряжения касательные к плоскости разлома; d₀ – амплитуда перемещения, при котором трение спадает с пикового до остаточного значения.

В результате лабораторных экспериментов в конце 70-х–начале 80-х годов прошлого века был предложен ряд эмпирических соотношений, совокупность которых обычно называют законом трения Rate and State (далее RSF) [Dieterich, 1979; Ruina, 1983]. В этой модели коэффициент трения $\mu $зависит от мгновенной скорости скольжения V и от переменной состояния θ:

Здесь μ₀ – константа, соответствующая стабильному скольжению; V – текущая скорость смещения; θ – переменная состояния; a, b, D_c – эмпирические константы.

Величина θ изменяется со временем и перемещением по определенному закону (эволюционное уравнение) в процессе перехода контакта к новому стабильному состоянию. Наиболее известными являются законы Дитриха [Dieterich, 1979]:

и Руины [Ruina, 1983]:

При установившемся стабильном скольжении считается, что состояние системы остается неизменным, а тип зависимости трения от скорости скольжения описывается так называемым фрикционным параметром:

где $\Delta \mu = {{\mu }_{0}} - \mu $ – вариация коэффициента трения при увеличении скорости скольжения с V₀ до V [Dieterich, 1979]. Положительные значения разности (a – b) имеют место для материалов, обладающих свойством скоростного упрочнения (далее VS), т.е. увеличения сопротивления сдвигу с ростом скорости, а при (a – b) < 0 – поверхность обладает свойством скоростного разупрочнения (далее VW).

В рамках реологии RSF возможность возникновения нестабильного скольжения зависит от соотношения между жесткостью вмещающего массива K и скоростью снижения сопротивления сдвигу по разлому K_f.

Для VW разломов скольжение остается стабильным или условно стабильным, если отношение $\chi = \frac{K}{{{{K}_{f}}}} > 1$. Если выполняется условие

то снижение фрикционного сопротивления скольжению по разлому опережает снижение напряжений из-за упругой разгрузки, что приводит к возникновению нестабильности [Scholz, 2019; Kocharyan et al., 2017]. Разные подходы к оценке жесткости разлома и жесткости нагружения детально рассмотрены в монографии [Кочарян, 2016].

Условие (7) определяет необходимость достижения областью скольжения определенных размеров для того, чтобы развивалась динамическая неустойчивость.

В стандартной форме RSF параметры (a – b) и D_c в соотношениях (4)–(5) являются постоянными характеристиками контакта и не зависят от скорости скольжения. Однако недавние лабораторные измерения показывают, что эти параметры, на самом деле, систематически меняются со скоростью скольжения [Ikari, Saffer, 2011; Rabinowitz et al., 2018] с тенденцией увеличения устойчивости фрикционного контакта с ростом скорости скольжения.

Формализм RSF в различных модификациях широко применяется для моделирования многих природных явлений, связанных со скольжением по разломам, включая зарождение и распространение разрыва, афтершоковую активность и восстановление прочности разломов после динамического срыва, постсейсмическое скольжение и крип на межсейсмической стадии эволюции, индуцированную сейсмичность [Кочарян, 2021 и ссылки там].

Модель RSF использовалась и для моделирования событий медленного скольжения. Однако в рамках традиционного RSF подхода с константами, не зависящими от скорости скольжения, эти явления удается смоделировать лишь в очень узком диапазоне параметров при величине $\chi \sim 1$ и критическом уровне касательных напряжений [Кочарян, 2016], что находится в определенном противоречии с новейшими наблюдательными данными, согласно которым SSE широко распространены на различных глубинах коры [Avouac, 2015; Bürgmann, 2018]. Численное моделирование, проведенное в недавней работе [Im et al., 2020], продемонстрировало, что учет зависимости параметров RSF трения от скорости скольжения существенно расширяет как диапазон условий, в которых возможно возникновение событий медленного скольжения, так и спектр таких их характеристик, как величина сброшенных напряжений, продолжительность, повторяемость.

Фрикционный параметр (a – b) (6), определяющий тип скольжения по разлому, зависит как от материального состава gouge, так и от внешних условий – давления, температуры, присутствия флюида, скорости скольжения. Довольно давно известно, что gouges богатые прочными минералами, демонстрируют менее устойчивое скольжение (бóльшие значения фрикционного параметра), чем богатые слабыми минералами, например, [Summers, Byerlee, 1977; Niemeijer, Collettini, 2014; и др.]. Такой эффект наблюдается как для природных материалов-заполнителей, так и для искусственных смесей. Считается, что этому способствует пластинчатая структура филлосиликатных минералов в противоположность зернистой структуре композиций из более прочных минералов. При этом остается неясным, какое пороговое содержание филлосиликата в gouge может обеспечить стабилизацию скольжения при разных P-T-условиях и скоростях сдвига [Niemeijer, Collettini, 2014]. Для gouges, состоящих из смеси кальцита и сланца, при эффективном нормальном напряжении 30 МПа и низких скоростях скольжения стабилизация сухого контакта наступает при содержании сланца свыше 30–50% [Ruggieri et al., 2021].

Тип скольжения разлома эволюционирует от VS к VW с увеличением коэффициента трения [Ikari et al., 2010; Boulton et al., 2017; Niemeijer, Collettini 2014; и др.]. Разломная глинка трения, содержащая материалы с относительно большими, более чем μ ≈ 0.5, коэффициентами трения (кварц, полевой шпат, каолинит и др.), демонстрирует, в зависимости от P-T-условий, скорости нагружения и амплитуды сдвига, как VW, так и VS скольжение. Отмечается, что с ростом базового коэффициента трения µ₀ растут оба параметра a и b, но рост последнего происходит опережающими темпами, что приводит к отрицательным значениям параметра (a – b), т.е. к эффекту скоростного разупрочнения [Carpenter et al., 2015]. Соответственно, глинка-трения с низкой прочностью (μ₀ < 0.5) имеет тенденцию к VS поведению, причем значение параметра (a – b) растет с увеличением содержания глинистых компонентов [Ruggieri et al., 2021]. Некоторые результаты измерения параметра (a – b) приведены в табл. 4.

Во многих сериях лабораторных экспериментов отмечается эффект увеличения фрикционного параметра с ростом скорости скольжения как для незаполненного контакта скальных поверхностей [Kilgore et al., 1993], так и для различных заполнителей от гранитной крошки [Marone et al., 1990] и до глиносодержащих gouges [Ruggieri et al., 2021]. Для смеси актинолит (~85%) + хлорит (~15%) авторы [Okamoto et al., 2020] наблюдали уверенный рост фрикционного параметра по мере увеличения скорости скольжения при температурах 200–400°С, тогда как при низких (23–100°С) и высоких (500–600°С) такой тенденции отмечено не было.

Существенную роль, определяющую фрикционное поведение заполнителя разломов, может играть температура. Если величина коэффициента трения большинства материалов изменяется с температурой довольно слабо вплоть до P-T-условий, соответствующих упруго-пластическому переходу, то значение фрикционного параметра (a – b) варьируется вплоть до знака, определяя тем самым стабильность или нестабильность скольжения. С ростом температуры некоторые разломные заполнители с (a – b) > 0 при комнатных условиях, становятся фрикционно-нестабильными при более высоких температурах, например кальцит при ~50°С, известняк при ~150°С, гранит при температурах ~50–350°С [Blanpied et al., 1995; Scholz, 2019]. С дальнейшим ростом температуры скольжение вновь становится стабильным, что связано с переходом от катаклаза к пластической деформации заполнителя. Впрочем, в работе [He et al., 2006] сообщается о нестабильном скольжении (a – b ≈ –0.01) gouge из габбро со средним размером зерна 27.4 мкм при температуре 615°С и нормальном напряжении 300 МПа.

Важным фактором, влияющим на материальный состав зоны скольжения, а значит и на параметры трения, является преобразование контактирующих поверхностей в процессе динамического скольжения. При разрушении материала на микро- и наноуровне [Соболев и др., 2016; Веттегрень и др., 2018; 2020; и др.] на поверхности образуется тонкий слой глинистых минералов с низким коэффициентом трения. Слабые материалы образуются и в ходе механохимических преобразований [Морозов и др., 2016], термомеханического разложения [Морозов и др., 2020] и других процессов.

Интересна роль флюидов в формировании режима скольжения. Очевидное влияние увеличения порового давления на величину эффективного нормального напряжения определяет, с одной стороны, возможность превышения предела прочности и, соответственно, возникновения скольжения. Однако вовсе необязательно, что это скольжение окажется сейсмогенным. В gouges, особенно содержащих значительное количество филлосиликатов, величина (a – b) возрастает с увеличением содержания воды [Ikari, 2007; De Barros et al., 2016], что стабилизирует скольжение. В известной работе [Guglielmi et al., 2015] авторы, закачивая жидкость в естественный разлом и измеряя подвижку по разлому, обнаружили, что в большинстве подвижек наблюдается VS поведение с (a – b = 0.045). Увеличение содержания флюида и рост порового давления снижают эффективную сдвиговую жесткость разлома, что, согласно условию (7), способствует стабилизации скольжения и возникновению режима SSE [Hirose et al., 2021].

Для кварцевого заполнителя параметр материала (a – b), напротив, резко снижается, т.е. скоростное разупрочнение становится более выраженным даже при добавлении очень небольшого количества флюида. Добавки флюида в 0.1% от массы заполнителя разлома – кварцевого песка – оказывается достаточно для радикального изменения характера скольжения от крипа до выраженного стик-слипа [Кочарян, 2016].

Еще один эффект, который следует учитывать – возможное увеличение эффективного нормального напряжения при скольжении разлома с глинистыми gouges. Дилатансия при сдвиге увеличивает объем порового пространства и из-за низкой проницаемости зоны скольжения приводит к снижению давления флюида [Segall et al., 2010].

Наличие порового давления может изменить параметр (a – b) разломов. В работе [Scuderi, Collettini, 2016] получили, что для карбонатных gouge (мрамор, известняк) фрикционный параметр снижается с (a – b) ≈ (0.002–0.006) вплоть до отрицательных значений с ростом отношения порового давления к нормальному напряжению P_f/σ_n c 0.15 до 0.8. Для заполнителей из других материалов (антигорит, оливин, кварц и хризотил), напротив, отмечают увеличение (a – b) с ростом порового давления [Xing et al., 2019]. Вариацию фрикционного параметра при изменении порового давления чаще всего связывают с дилатансией и уплотнением материала, хотя у разных авторов отмечаются зачастую противоречивые тенденции при экспериментальном исследовании таких зависимоcтей, что, скорее всего, связано как с различиями свойств геоматериалов, так и условий экспериментов, а также свидетельствует о недостаточном понимании физики процесса [Ji et al., 2022].

Авторы работы [Proctor et al., 2020], вероятно, впервые провели прямые измерения порового давления в гидравлически изолированном лабораторном разломе в процессе зарождения разрыва и скольжения. Эксперименты проводились как на контакте гранитных поверхностей, так и при сдвиге разлома, заполненного кварцевым gouge. Они зарегистрировали вариации порового давления от 0.1 до 10 МПа. При этом снижение порового давления, вызванное дилатансией, подавляет скольжение незаполненного контакта в граните, в то время как повышение порового давления в разломе с заполнителем, напротив, делает скольжение более динамичным из-за уплотнения gouge. Важно, что вариации порового давления могут возникать как в процессе динамического срыва, так и на предсейсмической стадии. В последнем случае дилатансия может подавить прерывистое скольжение и привести к медленному скольжению в разломах, обладающих VW фрикционными свойствами, которые бы разрывались динамически в дренируемых или сухих условиях. И наоборот, компакция заполнителя может дестабилизировать разломы с VS трением.

Отмечается, что высокая вязкость жидкости при одинаковой величине порового давления благоприятствует неустойчивому проскальзыванию, о чем свидетельствует тенденция к уменьшению параметра коэффициента трения (a – b) от положительного до отрицательного при росте вязкости от η ~10^–3 до 1 Па с [ Cornelio, Violay, 2020]. В значительно более ранней работе [Кочарян, Остапчук, 2015] был также получен эффект увеличения “динамичности” подвижки в этом же диапазоне η, однако было отмечено, что при дальнейшем росте вязкости скольжение резко стабилизируется. При этом, эффект носит, фактически, пороговый характер (рис. 4).

В заключение раздела отметим, что природных материалов, демонстрирующих только фрикционное разупрочнение с ростом скорости скольжения, пока не было обнаружено.

ИЗЛУЧЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ КОЛЕБАНИЙ

Хорошо известно, что величина приведенной сейсмической энергии ${{\hat {E}}_{s}} = \frac{{{{E}_{S}}}}{{{{M}_{0}}}}$ – отношение излученной энергии к величине скалярного сейсмического момента, изменяется в широком диапазоне значений, отличаясь для разных событий на 5–6 порядков.

Параметры колебаний, излучаемых при распространении разрыва, тесно связаны с фрикционными свойствами поверхности скольжения. Прежде всего, важнейшим условием является выполнение условия (7). Как и в механике трещин Гриффитса, условие старта, и условие остановки определяются соотношением между скоростью динамического высвобождения упругой энергии деформации K и скоростью расходования энергии K_f. При фрикционном скольжении первый параметр есть скорость, с которой напряжение может быть упруго разгружено в материале с модулем упругости G, вмещающем разлом: $K = \zeta \frac{G}{{\hat {L}}}$, а второй $\left| {{{K}_{f}}} \right| = \left| {\frac{{\partial \tau }}{{\partial D}}} \right|$ – скорость с которой трение изменяется с кумулятивным смещением D при увеличении скорости скольжения. В этих выражениях: $\zeta \sim 1$ – коэффициент формы; $\hat {L}$ – характерный размер, связанный с магнитудой землетрясения [Кочарян, 2016].

Если условие (7) выполняется, то энергия излучается из системы. В противоположном случае, динамическое скольжение и, соответственно, излучение энергии невозможны. Отношение (7) определяет не только возможность, но и характер скольжения.

Согласно многим лабораторным исследованиям, старт разрыва чаще всего происходит в области разлома с выраженными VW свойствами [Батухтин и др., 2019; Кочарян, 2021] (при натурных наблюдениях эпицентры крупных землетрясений часто располагаются на краю asperities [Yamanaka, Kikuchi, 2004]). Присутствие мезомасштабных неоднородностей приводит к усложнению волновой картины, появлению интервалов снижения и увеличения скорости распространения разрыва и амплитуды косейсмического смещения. Наличие достаточного количества контактных пятен, для которых характерно быстрое фрикционное разупрочнение контакта при сдвиге, может оказаться достаточным условием трансформации разрыва в “сверхсдвиговый” режим, при котором скорость распространения разрыва существенно превышает обычные значения. При этом, чем более “хрупкое” пятно (т.е. чем ниже величина остаточной фрикционной прочности по сравнению с пиковым значением), тем при более низком уровне средних напряжений может произойти переход к сверхсдвиговому разрыву [Кочарян и др., 2022]. Повышенная микрошероховатость контактной области увеличивает фрикционную “хрупкость” пятна увеличивая тем самым вероятность инициирования сверхсдвигового разрыва. В последние годы разрывы с высокой скоростью распространения обнаруживаются для довольно большого числа землетрясений. По данным [Chouneta et al., 2017], где проанализированы сведения по 96 землетрясениям с магнитудой M_w от 6.4 до 8.1, около 25% из них имели среднюю скорость разрыва V_r в диапазоне от 3100 до 4500 м/с.

Достаточно распространены и события с низкой скоростью развития разрыва, которые относят к режимам переходным от “нормальных” землетрясений к событиям медленного скольжения. Часто их называют “низкочастотные” землетрясения (LFE). Вероятно, впервые подобное событие было детально описано в работе [Kanamori, Haukson, 1992], авторы которой зарегистрировали необычное землетрясение с магнитудой M_L = 3.5, произошедшее во впадине Санта Мария (Калифорния, США) 31.01.1991, во время проведения работ по гидроразрыву пласта на нефтяном месторождении. В работе [Thomas et al., 2016] скорость разрыва при LFE оценена в 20% от Vs. В работе [Walter et al., 2015] приводятся значения V_r ~ 100–200 м/с.

Для событий с М_w = 1.3–2.7, произошедших в 1999 г. в префектуре Западное Нагано, Япония в окрестности очага землетрясения с магнитудой 6.8 14.09.1984, с помощью метода остановки фаз (stopping phase) получены значения (0.4–0.9)Vs [Imanishi et al., 2004]. Сейсмические события с М_w ~ 0.5–2.0 и скоростью разрыва (0.1–0.83)Vs cо средним значением 0.48Vs были зарегистрированы с помощью плотной сети сейсмических станций при проведении гидроразрыва пласта на месторождении Montney Shale, Канада [Yu et al., 2021].

Применение инверсии тензора момента для записей шахтной сейсмичности позволило также оценить скорость распространения разрыва для событий, зарегистрированных в шахте Рудна, Польша. За многолетний период наблюдений 1996–2006 гг. для событий с M_w 2.1–3.6 получены скорости распространения разрыва в пределах (0.2–0.9)Vs с преобладающими пониженными значениями [Domanski, Gibowicz, 2008; Debski, 2018].

Для шахты Strathcona в Грейтер-Садбери, Канада также получены пониженные значения скорости распространения разрыва (0.3–0.6)Vs [Urbancic et al., 1993]. На Коробковском железорудном месторождении Курской магнитной аномалии (Белгородская область, Россия) для слабых сейсмических событий с M_w от –2.6 до –1.4, индуцированных массовым взрывом в шахте, получены значения скорости разрыва (0.1–0.7)Vs [Беседина и др., 2020; 2021]. Для слабых сейсмических событий c M_w от –4.1 до –0.8, зарегистрированных на золоторудной шахте в Южной Африке, отмечены низкие значения отношения угловых частот, рассчитанных по группе продольных и поперечных волн, а также излучательной эффективности источника (с медианным значением 0.24), что указывает на низкие значения скорости распространения разрыва для зарегистрированных событий [Kwiatek et al., 2011] и т.д.

Вопрос формирования низкоскоростных подвижек по разлому детально рассмотрен в серии публикаций [Kocharyan, Novikov, 2016; Budkov, Kocharyan, 2017; Kocharyan et al., 2017; и др.]. На рис. 5 показана зависимость величины сброшенного сдвигового усилия за один эпизод скольжения в зависимости от содержания талька в смеси с кварцевым песком, заполняющей контакт между жесткими блоками. Детали эксперимента описаны в работе [Kocharyan et al., 2017]. Отчетливо видно, что с увеличением содержания пластичных частиц (снижение жесткости контакта) амплитуда сброшенного в массиве напряжения, а следовательно и излученная энергия снижаются на несколько порядков. При этом фрикционная прочность контакта изменяется довольно слабо [Kocharyan et al., 2017].

Снижение доли энергии, излученной в упругой области, при падении жесткости разлома удобно продемонстрировать на простой схеме баланса энергии в ходе развития подвижки (рис. 6).

В предположении однородности плоского разрыва площадью S, энергия ${{E}_{s}}$, излученная при образовании подвижки в однородном бесконечном пространстве, есть разность между изменением упругой энергии ΔE_e и энергией, диссипированной в ходе разломообразования $\Delta {{E}_{{diss}}}.$ Полная диссипированная энергия E_diss складывается из энергии, идущей на разрушение $\Delta {{E}_{G}}$, и работы $\Delta {{E}_{f}}$, совершенной на плоскости разлома против сил трения в ходе подвижки. Более детально этот вопрос рассматривается, например, в работах [Kanamori, Brodsky, 2004; Кочарян, 2016].

На этом рисунке изменение внутренней энергии $\Delta {{E}_{s}}$ представляет собой площадь трапеции ABCD. $\Delta {{E}_{e}} = S\Delta \overline D \bar {\sigma } = $ ${{M}_{0}}\frac{{\bar {\sigma }}}{G} \approx {{M}_{0}}\frac{{{{\sigma }_{0}} + {{\sigma }_{1}}}}{{2G}}$, где $\Delta \overline D $ – среднее смещение по разлому, G – модуль сдвига среды, ${{\sigma }_{0}}$ – начальное и ${{\sigma }_{1}}$ – конечное значения напряжений касательных к плоскости разрыва, которые, вообще говоря, могут отличаться от величины пикового и остаточного трения. Соотношение между $\Delta {{E}_{G}}$ и $\Delta {{E}_{f}}$ зависит, в том числе от закономерностей снижения сопротивления сдвигу в процессе подвижки, т.е. от жесткости разлома. В идеализированном случае, когда трещина распространяется без потерь энергии на разрушение, напряжения на поверхности разлома изменяются скачком от ${{\sigma }_{0}}$ до ${{\sigma }_{1}}$, вся диссипированная энергия переходит в тепло, а энергия, излученная в упругую среду максимальна. На практике подобный случай реализуется при динамическом срыве на очень гладких поверхностях. По мере снижения жесткости разлома (увеличения параметра D_c в (4) или (5)) величина E_s снижается, и подвижка становится асейсмической.

Соотношение между величиной энергии, идущей на разрушение контакта ΔE_G, и сейсмической энергией E_s есть интегральный параметр, связанный в теории разрушения со скоростью распространения разрыва V_r. Соответствующие аналитические выражения для разных мод трещин легко найти, например, в работах [Костров, 1975; Fossum, Freund, 1975].

Таким образом, определяемое инструментально значение скорости распространения разрыва есть косвенный признак величины жесткости разлома, а следовательно и материального состава зоны скольжения.

О МОНИТОРИНГЕ РАЗЛОМНЫХ ЗОН

Многолетние усилия, предпринимаемые мировым сейсмологическим сообществом в части развития методов прогноза землетрясений, привели к довольно скромным успехам и продемонстрировали ограниченность возможности краткосрочного прогноза готовящегося сейсмического события по десяткам косвенных предвестников, регистрируемых в обширной области подготовки землетрясения [Сидорин, 1992; Богомолов, Сычева, 2022; и др.].

Ситуация с возможностью прогноза довольно крупных сейсмических событий, связанных с подвижками по тектоническим разломам, инициируемыми, например, добычей полезных ископаемых, выглядит более обнадеживающе. Построение геомеханических моделей месторождения и прилегающих участков массива горных пород позволяет во многих случаях довольно точно определить вероятные участки локализации деформаций и резко сузить необходимый объем наблюдений.

Развиваемые новые представления о закономерностях и условиях реализации различных режимов скольжения по разломам – от крипа до динамического срыва – позволяют разработать подходы к мониторингу потенциально опасных участков.

Поскольку возможность возникновения того или иного режима определяется фрикционными свойствами геоматериала, из которого сложена зона локализации скольжения, то определенную информацию о потенциальной опасности могут дать данные бурения через зону обследуемого разлома. В результате анализа структуры зоны скольжения и типов слагающих ее пород (наличие gouge из измельченных прочных пород с VW фрикционными свойствами или, напротив, филлосиликатов с VS поведением) можно с определенной степенью достоверности судить о сейсмогенности данного участка.

Удобным примером является хорошо изученный Хибинский массив. Так, известное техногенное землетрясение в Хибинах 16.04.1989 г. M4.8, инициированное горными работами на Кировском руднике, произошло в результате подвижки по эгериновой жиле [Сырников, Тряпицын, 1990]. Эгерин является довольно твердым (по шкале твердости близок к кварцу), но хрупким минералом так, что можно ожидать высокую скорость снижения сопротивления сдвигу по такому структурному нарушению, а следовательно сейсмогенной подвижки в случае выполнения соответствующих прочностных критериев. В случае вышеупомянутого землетрясения 16.04.1989 г., равновесие было нарушено в результате изменения параметров поля напряжений из-за выемки породы в Саамском карьере, а триггером послужил массовый взрыв суммарной мощностью около 250 т [Сырников, Тряпицын, 1990].

В то же время, исследуя техногенную сейсмичность, специалисты горного дела зачастую уделяют повышенное внимание наиболее слабым, обводненным зонам массива горных пород. В окрестности апатитовых месторождений Хибин это участки разломных структур, заполненных, в значительной степени, шпреуштейнизированными (окисленными щелочными) рыхлыми породами [Козырев и др., 2021]. Следует иметь в виду, что, как отмечалось выше, в результате разложения нефелина образуется значительное количество смектита, который помимо крайне низкого трения во влажном состоянии (см. табл. 4), обладает выраженными VS фрикционными свойствами, что определяет высокую вероятность того, что локализованная деформация в таких зонах будет реализовываться в виде медленных подвижек с низкой сейсмической эффективностью.

С другой стороны, бурение дает только “точечную” картину, которая, как было показано выше, может оказаться совершенно иной на соседнем участке разлома. Кроме того, зачастую осуществить подобные работы оказывается невозможно в силу различных причин технического характера.

Весьма перспективным, на наш взгляд, направлением является развитие методов определения фрикционных свойств зон скольжения по очаговым параметрам отдельных индуцированных микросейсмических событий [Беседина и др., 2020; 2021], и характеристикам сейсмоакустического шума, источники которого локализованы в зоне разлома [Морозова, Остапчук, 2022]. Регистрируя волновые формы событий, наведенных горными работами, можно статистически оценивать величину приведенной сейсмической энергии (отношение величины, излученной источником энергии к скалярному сейсмическому моменту). Основываясь на этом параметре, можно судить о вероятности реализации накопленной в массиве упругой энергии в виде динамических событий. Безусловно результаты обработки данных, полученных по очаговым параметрам слабой сейсмичности, желательно анализировать с учетом геологических данных о породах, которыми сложено ядро разломной зоны.

Анализ записей шума с применением новых методов обработки позволяет использовать для прогноза развития деформационных процессов в разломных зонах, и информацию, полученную от “анонимных” источников в зоне разлома. Детальное исследование акустических колебаний, сопровождающих разные режимы скольжения лабораторного разлома, выявило наличие различающихся по форме и амплитуде семейств акустических импульсов. Статистические свойства некоторых из них весьма чувствительны к изменению напряженно-деформированного состояния. Обнаруженные закономерности позволяют предположить, что завершающую стадию подготовки динамического события можно выявить при анализе формы, спектра и статистических характеристик регистрируемых сейсмоакустических сигналов [Остапчук и др., 2021; Морозова, Остапчук, 2022].

Поскольку непрерывная регистрация сейсмического шума в условиях работающего предприятия малоперспективна, то получение информативных записей возможно лишь в течение коротких технологических перерывов. Здесь может помочь применение методов интеллектуального анализа данных, что является одним из трендов последнего времени в мировой сейсмологии и механике очага землетрясения. Опыт лабораторных экспериментов показывает способность обученного алгоритма машинного обучения эффективно описывать деформационные процессы в зоне разлома и предсказывать возможные катастрофические события [Остапчук и др., 2021].

В последние 20–30 лет в научном сообществе активно обсуждается возможность искусственного инициирования скольжения по разлому с целью снижения вероятности возникновения крупных сейсмогенных событий [Savage et al., 2017; Ружич и др., 2020; 2022; и др.]. В настоящее время в качестве основной рассматривается гипотетическая возможность техногенного изменения режима скольжения по разлому – с динамического срыва на подвижку с низкой сейсмической эффективностью. В этих целях авторы таких подходов предлагают использовать вибрации и закачку жидкости в глубокие скважины [Savage et al., 2017; Ружич и др., 2020; 2022; и др.]. В этой ситуации полезность, для определения области бурения, методов оценки “медленности” слабых сейсмических событий, приуроченных к зоне разлома, трудно переоценить. Отметим, впрочем, что как видно, в том числе из настоящего обзора, накопленных знаний и технологических возможностей пока недостаточно для работы на сейсмогенных глубинах.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

• Приведенные в обзоре данные демонстрируют, что на многих участках разломов накапливаемая деформация может реализовываться в виде относительно медленных подвижек с низкой сейсмической эффективностью. При этом такой тип деформирования является обычным явлением для разломов земной коры на всех глубинах. Возможность реализации того или иного режима деформирования разлома напрямую определяется соотношением между упругими характеристиками вмещающего массива и фрикционными свойствами зоны скольжения. Последние достаточно отчетливо проявляются как явным образом - в структуре ядра разлома, так и косвенно в очаговых параметрах мелких сейсмических событий.

• Данные глубинного бурения и геологического обследования денудированных участков разломных зон, демонстрируют наличие радикально отличающихся по структуре и материальному составу участков скольжения. Получены убедительные доказательства экстремальной локализации косейсмического смещения в узкой зоне ультракатаклазитов для сейсмогенных разрывов в разных условиях – как в породах кристаллического фундамента, так и в осадочных слоях. В то же время широко распространены зоны, геометрия и внутренняя структура которых скорее напоминают зоны пластического сдвига с высокой степенью метаморфизма. Они состоят из многократно пересекающихся участков сдвига, содержащих глинистые минералы, происходящие из различных протолитов. Сильная неоднородность строения вдоль простирания, определяет существование в одной и той же разломной зоне “сильных” и “слабых” участков, которые, скорее всего, и соответствуют известному подходу сейсмологов, согласно которому поверхность скольжения содержит особые участки – asperities. Зоны asperities занимают около 20–30% от площади разрыва. От свойств и взаимного расположения сильных и слабых участков и зависит режим скольжения по разлому. Зарождаясь, как правило, на краях “сильных” участков, разрыв способен как разогнаться до “сверхсдвиговой” скорости, превышающей разрешенный диапазон для однородной упругой среды, так и распространяться с очень медленной скоростью, характерной для событий медленного скольжения.

• Определяющее значение для закономерностей распространения разрыва имеют фрикционные свойства “разломной глинки трения” (gouge), которые могут радикально отличаться от свойств вмещающей породы. Тип скольжения разлома эволюционирует от устойчивого к неустойчивому скольжению с увеличением коэффициента трения. Важную роль играют и P-T-условия, и наличие флюида и его свойства, которые определяют различные P-T-интервалы фрикционной неустойчивости для разных материалов.

• Определяемые по результатам инструментальных наблюдений очаговые параметры отдельных очагов слабой сейсмичности и характеристики акустического шума, источники которого локализованы в зоне разлома, могут дать косвенную информацию о материальном составе зоны скольжения, а следовательно и о ее потенциальной “сейсмогенности”. Неясным пока остается вопрос о том, насколько позволяет распространенность медленных событий малых магнитуд судить о возможности возникновения крупных динамических подвижек по разлому.