Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2021, T. 499, № 2, стр. 151-158

ВВЕДЕНИЕ

Разломная тектоника сейсмоактивных районов является определяющим фактором в генезисе сильных, зачастую катастрофических, землетрясений. Взаимодействие активных разломов в поле тектонических напряжений создает локальные зоны концентрации высокоградиентных полей напряжений, вызывающих развитие протяженных разрывов в земной коре (землетрясений) [2]. Тектонические разломы, как объемные зоны разномасштабного диспергированного материала при протяженности более 100 км, представляют собой “гигантско-глыбовый меланж” шириной в несколько километров [3, 7]. При этом физико-механические характеристики (прочность, упругие свойства горных пород) разломов существенно ниже пород окружающей геологической среды. Тектонические напряжения, формирующие разломную тектонику верхней части земной коры, достигающие 100 МПа [9], являются основой для задания граничных условий моделирования напряженно-деформированного состояния (НДС) эпицентральных зон сильных коровых землетрясений.

17 января 1995 г. в Японии (район г. Кобе) произошло землетрясение Хансин-Авадзи (в литературе также встречаются названия “землетрясение в Кобе”, “землетрясение Хёго-Кен” и “Великое землетрясение Хансин”) с магнитудой М 6.9 [12], с координатами эпицентра 34.61°с.ш. и 135.04°в.д. и глубиной гипоцентра 14.3 км [10]. Эпицентр землетрясения находился в Осакском заливе, севернее острова Авадзи, практически попадая в пролив Акаси. На рис. 1 приведена структурно-тектоническая схема района землетрясения, составленная по материалам Японских неотектонических карт, обобщенных в работе [12]. Большинство местных тектонических структур определены как активные разломы в поздне-четвертичном периоде. Развитие сейсмического разрыва в результате землетрясения произошло одновременно в двух направлениях – к южной части острова Авадзи и в направлении г. Кобе [9, 11], трасса разрыва показана на рис. 1 пунктирной линией. Механизм очага землетрясения представляет собой правосторонний сдвиг, ось сжатия которого ориентирована в субширотном направлении. После землетрясения в течение 4 мес было зафиксировано более 200 афтершоков с магнитудой от 2.5 до 3.5 и 19 сильных афтершоков с магнитудой более 4 [14].

Рис. 1.

Структурно-тектоническая схема района землетрясения Хансин-Авадзи, составленная по материалам (Holzer, 1995; Yamanaka, et al., 2002; Hashimoto, et al., 1996; Guo, et al., 2013). 1 – активные разломы позднечетвертичного периода; 2 – разломы раннечетвертичного или кайнозойского периода активности. В правом нижнем углу приведено положение эпицентра землетрясения по отношению ко всей территории Японии.

МЕТОД МОДЕЛИРОВАНИЯ НАПРЯЖЕННО-ДЕФОРМИРОВАННОГО СОСТОЯНИЯ

Используемый авторский метод моделирования НДС блочного гетерогенного упруго-изотропного массива, нарушенного системой тектонических разломов, подробно изложен в ранее опубликованной работе [5]. Верхняя часть земной коры в интервале глубин до 20–25 км, соответствующая сейсмогенерирующему (“сейсмогенетическому”) слою сильных землетрясений с М > 6, моделируется упруго-изотропным слоем, нарушенным произвольно ориентированными тектоническими разломами с эффективным упругим модулем, существенно более низким по сравнению с окружающей геологической средой. Внешнее поле тектонических напряжений задается, исходя из геолого-геофизических данных, механизмов очагов сильных землетрясений, результатов геодезических исследований, включая GPS-измерения.

При моделировании НДС эпицентральных зон сильных коровых землетрясений используются фрагменты верхней части земной коры площадью в пределах ~100 × 100 км. При этих размерах можно пренебречь сферичной формой Земли и считать выбранный фрагмент горизонтальным слоем в предположении, что на глубине 17–20 км под ним существует слой пластической деформации (слой Гутенберга) [1] с низкими скоростями сейсмических волн, для отдельных районов подтвержденный сейсмическими исследованиями.

Слой моделируется идеальной упругой средой, находящейся под действием тектонических напряжений, заданных на его границе. Соотношения между напряжениями и деформациями принимаются осредненными по толщине слоя (обобщенное плоско-напряженное состояние) в форме закона Гука. Вычисления производились при следующих принятых параметрах: модуль Юнга геологической среды E = 5 × 10⁴ МПа, эффективный упругий модуль тектонических разломов E_р = 5 × 10² МПа, коэффициент Пуассона ν = 0.25.

Граничные условия моделирования заданы, основываясь на данных о механизме очага землетрясения [14] и смещений земной поверхности по данным геодезических измерений [11]. Ориентация компрессионной оси в эпицентральной области принята субширотной при величине σ_Hmax = = –30 МПа. Соотношение между главными напряжениями σ_Hmax и напряжениями отпора σ_h min принято по А.Н. Диннику:

Для расчета НДС эпицентральной зоны землетрясения Хансин-Авадзи была использована структурно-тектоническая схема, приведенная на рис. 1.

РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

На рис. 2 представлены результаты расчета интенсивности тектонических напряжений ${{\sigma }_{i}}$ и отношения главных напряжений $\frac{{{{\sigma }_{{xx}}}}}{{{{\sigma }_{{yy}}}}}$ в эпицентральной зоне землетрясения Хансин-Авадзи. Можно видеть, что зона активных разломов, шириной ~7–8 км, ориентированная в северо-восточном–юго-западном направлениях, представляет собой совокупность отдельных разломов протяженностью до 20 км. В пределах разломных зон возникают локальные поля (аномалии) высокой и низкой интенсивности напряжений в сравнении с фоновыми значениями (рис. 2а). Фоновому полю интенсивности напряжений соответствуют значения около 25 МПа (при заданных граничных условиях). Аномально высоким зонам соответствуют значения более 30 МПа. Зоны аномально высокой интенсивности напряжений возникают в межразломных интервалах (в зонах окончания разломов), а зоны аномально низкой интенсивности напряжений в зонах, непосредственно прилегающих к тектоническим разломам.

Рис. 2.

Напряженно-деформированное состояние эпицентральной зоны землетрясения Хансин-Авадзи 17.01.1995 М 6.9. a – интенсивность напряжений ${{\sigma }_{i}}$, МПа; б – отношение главных действующих напряжений $\frac{{{{\sigma }_{{xx}}}}}{{{{\sigma }_{{yy}}}}}$; 1 – активные разломы позднечетвертичного периода; 2 – разломы раннечетвертичного или кайнозойского периода активности; 3 – образовавшийся разрыв; 4 – направление максимального градиента интенсивности напряжений (а); 5 – область зарождения разрыва (б). Круг, показанный пунктиром, – ошибка определения положения эпицентра землетрясения. Прямоугольник ABCD – зона аккумулирования энергии для формирования разрыва.

В пределах центральной части района (как это видно на рис. 2а) образовалась протяженная зона высокой интенсивности напряжений с большей осью субширотного направления, протяженностью около 20 км и шириной около 4 км. В центральную часть этой зоны попадает эпицентр главного толчка землетрясения Хансин-Авадзи (в пределах погрешности определения эпицентра землетрясения ±3 км).

При этом разрыв зарождается в области высокой интенсивности напряжений при отношении главных действующих напряжений σ_xx/σ_yy ≥ 4 (рис. 2б), т.е. в области относительно высокого компрессионного сжатия и минимальных напряжений отпора по сравнению с фоновыми значениями.

При дальнейшем распространении на северо-восток и юго-запад магистральный разрыв пересекает зоны высокой интенсивности напряжений, а также максимальных значений σ_xx/σ_yy, т.е. распространяется в оптимальных условиях для образования сдвига (рис. 2). По данным работ [8, 11], образовавшийся разрыв северо-восточного–юго-западного простирания имеет протяженность около 60 км и угол падения в пределах ~75°–85°. Ориентация разрыва соответствует общей ориентации разломной зоны.

Если исходить из результатов моделирования НДС эпицентральной зоны землетрясения Хансин-Авадзи, априори можно было бы предположить, что разрыв зарождается в области, обозначенной диагональной штриховкой на рис. 2б, и распространяется в направлении северо-восток и юго-запад, в соответствии с генеральным направлением азимута ориентации выявленных тектонических разломов.

Неоднократно наблюдаемое снижение фоновой сейсмической активности в сейсмоактивных районах перед сильными землетрясениями (время “затишья”) способствует накоплению упругой потенциальной энергии в эпицентральной зоне и росту площади критической изобары (около 30 МПа), достигающей в момент землетрясения области аномально высоких значений отношения главных напряжений σ_xx/σ_yy ≥ 3–5.

Разрыв первоначально формируется в объеме диаметром до 1 км и получает свое дальнейшее развитие в направлении максимального градиента интенсивности напряжений |grad(σ_i)| (стрелки на рис. 2а), корректируемое доминирующим направлением простирания разломной зоны.

Для эпицентральной зоны землетрясения Хансин-Авадзи даже высокая точность определения координат эпицентра дает основание варьировать его положением в радиусе 3 км, что позволяет сместить его на северо-запад на 2 км ближе к изобаре в 40 МПа (рис. 2a). Таким образом, как в ряде аналогичных ситуаций при моделировании НДС эпицентральных зон сильных коровых землетрясений [4–6] в рамках использованных граничных условий, условие возникновения разрыва в очаге землетрясения соответствует соотношениям:

Полагая, что причиной возникновения разрыва является аккумулированная энергия в пределах площади ABCD, то она определяется формулой (при средней мощности сейсмогенерирующего слоя 20 км и средней интенсивности напряжений ${{{{\sigma }}}_{i}}$ = 35 МПа):

Принимая коэффициент полезного действия землетрясения (seismicefficiency) равным 1%, расчетная магнитуда землетрясения составит M = 6.4, что соответствует протяженности разрыва порядка 15 км (по регрессионным уравнениям [13]). Ближайшие зоны высокой интенсивности напряжений на северо-востоке и юго-западе от эпицентра землетрясения находятся на расстоянии ~15 км (рис. 2) и реализуют свою накопленную энергию для его дальнейшего распространения.

На рис. 3–4 показаны области максимальных смещений при распространении разрыва из очага землетрясения по результатам сейсмологических исследований [8] и модель этого процесса с использованием результатов моделирования НДС вдоль профиля, пересекающего “плоскостью” разрыва, аномальную зону ABCD (верхняя часть рис. 3а и 4а), со скоростью приблизительно 3 км/с.

Рис. 3.

Модель профиля распространения разрыва в сопоставлении с экспериментальными данными (Guo et al., 2013) в интервале 0–6 с от начала землетрясения. Построенные профили соответствуют трассе сейсмического разрыва, показанного на рис. 1 и 2 пунктирной линией. Вертикальная нулевая линия – соответствует эпицентру землетрясения и месту старта разрыва. a – интенсивность напряжений ${{\sigma }_{i}}$, МПа (пунктирные изолинии соответствуют скорости распространения разрыва 3 км/с); б – экспериментальные данные смещений в плоскости разрыва, м.

Рис. 4.

Модель профиля распространения разрыва в сопоставлении с экспериментальными данными (Guo, et al., 2013) в интервале 6–12 с от начала землетрясения. Построенные профили соответствуют трассе сейсмического разрыва, показанного на рис. 1 и 2 пунктирной линией. Вертикальная нулевая линия – соответствует эпицентру землетрясения и месту старта разрыва. a – интенсивность напряжений ${{\sigma }_{i}}$, МПа (пунктирные изолинии соответствуют скорости распространения разрыва 3 км/с); б – экспериментальные данные смещений в плоскости разрыва, м.

Протяженность разрыва зависит от удаленности зон высокой концентрации потенциальной энергии тектонических напряжений, способных поддержать его распространение. Разрыв землетрясения Хансин-Авадзи, распространяясь к поверхности в аномально напряженной зоне, вызывает максимальный сброс напряжений, сопровождающийся максимальными смещениями по разрыву. При достижении разрывом аномальных зон высокой интенсивности напряжений максимальные смещения были зарегистрированы именно в зонах северо-восточнее и юго-западнее эпицентра землетрясения (рис. 3–4), которые находятся на расстоянии 15–20 км, и им соответствуют аномально высокие отношения σ_xx/σ_yy.

Таким образом, формирование межразломной зоны высокой интенсивности напряжений (рис. 2а) согласуется с сейсмологическими данными и дает новое представление о механизме очага землетрясения, объясняя наличие областей максимальных смещений в косейсмическом эффекте сильных землетрясений.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Разумеется, не требуя абсолютного совпадения при сопоставлении результатов моделирования напряженного состояния (рис. 3а–4а) и экспериментальных данных (рис. 3б–4б), можно утверждать, что модель распространения разрыва создает основу для интерпретации сейсмологических данных и физического объяснения причин распространения разрыва.

Результаты моделирования НДС эпицентральной зоны землетрясения в районе г. Кобе (о. Авадзи, Япония) 17 января 1995 г. с магнитудой М 6.9, в сочетании с ранее полученными результатами для других регионов [4–6] дают возможность сделать следующие основные выводы:

− тектонические разломы являются причиной возникновения локальных высокоградиентных полей тектонических напряжений, локальная концентрация упругой потенциальной энергии внешнего поля тектонических напряжений возникает в зонах окончания тектонических разломов;

− концентрация упругой потенциальной энергии, значительно превышающая фоновую в этих зонах, при внешней “подкачке” региональных тектонических напряжений приводит к образованию сейсмогенерирующего разрыва;

− высокая концентрация и аккумуляция упругой потенциальной энергии тектонических напряжений возможны только при определенных соотношениях между главными действующими напряжениями;

− разрыв в эпицентре землетрясения возникает в зоне повышенной концентрации интенсивности напряжений по отношении к фону и при отношении главных напряжений σ_xx/σ_yy ≥ 3;

− протяженность разрыва (следовательно, и магнитуда землетрясения) определяется объемом накопленной сейсмогенерирующим слоем упругой энергии в локальной зоне (как самостоятельным центром), поддерживающим его распространение или совокупности таких взаимодействующих центров при его распространении.

Приведенные результаты моделирования НДС эпицентрального района сильного корового землетрясения Хансин-Авадзи дают новые возможности в реальном прогнозе места и магнитуды сильных коровых землетрясений, включая эффективную постановку геофизических исследований, ориентированных на поиск предвестников землетрясений в локальных зонах наиболее вероятного зарождения сейсмического разрыва.