Вулканология и сейсмология, 2020, № 2, стр. 43-54

ВВЕДЕНИЕ

17 августа 1999 г. в Турции произошло сильное землетрясение с M_w 7.4 с эпицентром в районе г. Измит, (координаты эпицентра 40°42′ с.ш. 29°59′ в.д., глубина очага 13–18 км [Barka, 1999; Ito et al., 2002; Cakir et al., 2003]. Эпицентральная зона землетрясения находилась на западе протяженной Северо-Анатолийской разломной зоны, включающей крупные разломы “Сапанка–Измит” и “Измит–Мекек” (Sapanca–Izmit и Izmit–Mekece faults) и менее протяженные разломы в районе Измитского залива. В результате землетрясения возникла система разрывов и трещин на поверхности протяженностью более 70 км от Измитского залива до 31° в.д. [Barka, 1999; Ito et al., 2002; Lekkas, 2004; Görgün et al., 2009]. Мобильная сеть сейсмических станций зарегистрировала более 2000 афтершоков в течение двух месяцев после основного толчка. Вытянутая в широтном направлении протяженная зона афтершоков (более 150 км) содержит четыре основных кластера с глубиной очагов в пределах от 0 до 20 км [Ito et al., 2002; Görgün et al., 2009].

Ранее в этом районе зарегистрировано несколько сильных землетрясений с М > 7 в 1894, 1957, 1967 гг., предположительно связанных с активными тектоническими разломами западной части Северо-Анатолийской разломной зоны [Neugebauer, 1995].

В настоящей работе использованы геодинамические представления о развитии тектонического процесса в этом районе, включая особенности разломной тектоники района в пределах территории, ограниченной 40–41° с.ш. и 29–31° в.д. [Neugebauer, 1995; Stain et al., 1997].

Для моделирования напряженно-деформированного состояния (НДС) эпицентральной зоны землетрясения использован авторский метод расчета НДС блочной упруго-изотропной гетерогенной среды, нарушенной системой разломов под действием внешнего поля тектонических напряжений [Morozov et al., 2012]. Тектонический разлом моделируется протяженной зоной диспергированного материала с упругим модулем на два порядка ниже упругого модуля окружающей геологической среды [Morozov et al., 2012].

Пространственная ориентация осей главных тектонических напряжений внешнего поля напряжений выбрана по результатам определения механизмов очагов сильных коровых землетрясений в районе [Özalaybey et al., 2002; Görgün et al., 2009]. При моделировании НДС эпицентральной зоны землетрясения 17 августа 1999 г. главная ось сжатия σ_yy (S_hmax) имеет азимут 135°.

При сопоставлении результатов моделирования НДС эпицентральной зоны землетрясения с сейсмологическими наблюдениями установлено, что очаг землетрясения возникает в зоне высокой интенсивности напряжений (с учетом возможной ошибки определения координат эпицентра землетрясения ±5 км) при напряжениях бокового отпора, трансформированных в положительные напряжения растяжения. Локальные области аномально высокой интенсивности напряжений трассируют линию будущего тектонического разлома и имеют пространственную корреляцию с локализацией выделенных кластеров афтершоков. Образовавшийся разрыв пересекает области высокой интенсивности напряжений, частично сбрасывая накопленные “вековые” статические тектонические напряжения и стимулируя активизацию афтершокового процесса. Глубины большинства гипоцентров афтершоков находятся в пределах 5–20 км, что соответствует глубине проникновения тектонических разломов, определяющих неоднородность напряженного состояния верхней части земной коры в поле тектонических напряжений.

СЕЙСМОТЕКТОНИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ ИЗМИТСКОГО ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ

Протяженность образовавшихся после землетрясения разрывов и трещин на поверхности составляла около 70 км [Görgün et al., 2009; Lekkas, 2004]. Региональная и временная сеть сейсмических станций за два месяца после главного толчка зарегистрировала более 2000 афтершоков, в линейно вытянутой вдоль Измитского залива зоне протяженностью около 150 км (рис. 1) [Ito et al., 2002; Bohnhoff et al., 2008]. Вновь образовавшийся разлом локализован севернее разлома “Сапанка–Измит” (Sapanca–Izmit), который на востоке от эпицентра Измитского землетрясения пересекается с разломом “Измит–Мекек” (Izmit–Mekece) (см. рис. 1). Этот район Северо-Анатолийской зоны в предшествующие семь лет до землетрясения характеризуется низкой сейсмической активностью [Reilinger et al., 2000].

Разломная тектоника и современный процесс деформирования земной коры являются определяющими факторами сейсмотектоники и современной сейсмической активности в этом районе [Neugebauer, 1995].

Для моделирования НДС эпицентральной зоны землетрясения использована схема разломной тектоники Северо-Западной части Северо-Анатолийской зоны разломов, представленная на рис. 1. Эпицентр землетрясения локализован внутри кулисообразной зоны разломов, протяженностью в пределах 50 км. По данным региональной сети GPS-наблюдений в этом районе вектор скорости горизонтальных смещений имеет широтное направление, при скорости смещения поверхности в пределах 20–25 мм/г [Görgün et al., 2009; Reilinger et al., 2000].

Как это видно на рис. 1, положение нодальных плоскостей в очаге главного толчка и максимального по магнитуде афтершока совпадает с ориентацией оси сжатия 135°. Это направление принято за доминирующее направление главной оси сжатия в этом районе при последующем моделировании НДС эпицентральной зоны. Изменения ориентации нодальных плоскостей в очагах афтершоков (табл. 1), возможно, связаны с влиянием вновь образовавшегося разрыва.

На рис. 2 представлены результаты изучения скоростей распространения продольных волн в центральной части Северо-Анатолийского разлома (широтный профиль) [Yolsal-Çevikbilen et al., 2012]. “Сейсмогенерирующий слой” находится в пределах 5–15 км с Vp ≥ 5.5 (км/с) с локализацией очагов сильных землетрясений в этом интервале глубин. При моделировании НДС угол падения разломов принимается вертикальным. Эта информация также использована при последующем моделировании НДС эпицентральной зоны землетрясения 17 августа 1999 г.

МЕТОД МОДЕЛИРОВАНИЯ НАПРЯЖЕННО-ДЕФОРМИРОВАННОГО СОСТОЯНИЯ

Метод моделирования НДС блочных гетерогенных массивов, нарушенных тектоническими разломами, изложен в наших ранее опубликованных работах [Morozov et al., 2012; Морозов и др., 2018a]. Кратко он сводится к следующему: блочный гетерогенный массив, состоящий из упруго-изотропных блоков, моделируется слоем, нарушенным произвольно ориентированными разломами. Под тектоническими разломами понимается тектонически диспергированная среда (“гигантско-глыбовый меланж” [Забродин и др., 2015; Шерман и др., 1992; Кочарян, 2016]). Ширина зоны влияния разлома (ослабленной зоны) находится в пределах до 1 км. Упругий модуль разломной зоны на два порядка ниже пород окружающего массива. Падение разломов принято вертикальным.

Реализована конечно-элементная модель геологической среды, находящейся во внешнем поле тектонических напряжений (условие плоского напряженного состояния).

Соотношения между напряжениями и деформациями принимаются осредненными по толщине слоя, согласно модели обобщенного плоского напряженного состояния в форме закона Гука:

где σ_xx, σ_yy, σ_xy – компоненты осредненных интегральных напряжений; ε_xx, ε_yy, ε_xy – соответствующие им компоненты тензоры деформации; E^(m) – модуль Юнга; ν^(m) – коэффициент Пуассона матрицы упругости отдельного конечного элемента, с помощью которой вводится материальная неоднородность (разлом) в упруго-изотропную модель слоя в виде:

При моделировании напряженно-деформированного состояния геологического массива в системе координат y, x (совпадающие с направлением главных осей тектонических напряжений) задается внешнее поле тектонических напряжений (исходя из имеющихся геолого-геофизических данных). Проведен анализ карт распределения величины σ_xx, σ_yy, σ_xy и интенсивности напряжений σ_i:

Интенсивность напряжений является показателем энергонасыщенности фрагмента геологической среды, так как потенциальная энергия формоизменения:

где $\bar {E}$ и $\bar {\nu }$ – средние модули упругости, ΔV – объем.

Как отмечено выше, направление оси главного компрессионного напряжения σ_yy принято под углом 135°, при этом напряжение отпора соответствует концепции А.Н. Динника [Динник, 1946]:

где ν – коэффициент Пуассона, принимаемый равным 0.25.

Предметом анализа является интенсивность напряжений σ_i, σ_yy, σ_xx а также отношение главных напряжений σ_yy/σ_xx. Показано, что разрыв стартует из зон высокой интенсивности напряжений, при этом отношение σ_yy/σ_xx значительно превышает фоновое значение, равное 3. В области эпицентра землетрясения напряжения сжатия σ_xx переходят в напряжения растяжения.

Разломы моделируются зонами тектонической диспергации геологической среды с субвертикальным падением в пределах верхней части земной коры до глубины 15–18 км.

В расчетах НДС приняты численные предполагаемые параметры действующих напряжений σ_max = −30 МПа, и, соответственно, σ_min = −10 МПа по результатам измерений главных напряжений в верхней части земной коры в различных районах земного шара [Зубков, 2002, 2016]. При этом значение упругого модуля изотропного массива E = = 5 × 10⁴ МПа и, соответственно, модуля диспергированного материала разломов на два порядка ниже (при нормальной жесткости разлома k_n = = 10⁶ Па/м [Дядьков и др., 1996]).

РЕЗУЛЬТАТЫ МОДЕЛИРОВАНИЯ НАПРЯЖЕННО-ДЕФОРМИРОВАННОГО СОСТОЯНИЯ ЭПИЦЕНТРАЛЬНОЙ ЗОНЫ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ 17 АВГУСТА 1995 г.

В ранее опубликованных работах [Morozov, Manevich, 2016; Морозов и др., 2018a; Морозов и др., 2018б; Morozov, Manevich, 2018], была выявлена тенденция локализации эпицентров коровых землетрясений M 6–6.8 в зонах аномально высокой интенсивности напряжений. При этом эпицентр главного толчка находился в области аномального высокого отношения главного напряжения к напряжению отпора, как правило, σ_max/σ_min > 6 при фоновом значении, равном 3.

На рис. 3-I приведена карта интенсивности напряжений (“вековых” тектонических напряжений) до момента образования разрыва во время землетрясения 17 августа 1999 г. Можно видеть, что в локальных областях, как правило, на концах разломов, возникают зоны аномально высокой интенсивности напряжений σ_i (напомним, что $\sigma _{i}^{{\text{2}}}$ пропорционален накопленной потенциальной энергии деформации). Одновременно возникают зоны аномальных величин отношений главных действующих тектонических напряжений (в рамках принятой модели плоского напряженного состояния слоя).

Учитывая неопределенность в выборе физико-механических характеристик разломных зон [Дядьков и др., 1996; Hamiel, Fialko, 2007], на рис. 3-II приведена карта интенсивности напряжений при отношении упругого модуля массива ${{E}_{{\text{м}}}}$ к эффективному упругому модулю разлома E_эр: E_м/E_эр = 10. Можно видеть, что морфология поля напряжений не испытывает существенных изменений с позиции “больше–меньше”, вместе с тем сравнение сброшенных напряжений после сильных землетрясений (static stress drop) находятся в лучшем соответствии с имеющимися данными [Kanamori, 1994] при выбранном выше соотношении упругих параметров (см. рис. 3-I).

В эпицентре напряжения σ_xx меняют знак, переходя в положительные напряжения растяжения. Можно предположить возможность более высокой вероятности образования разрыва в этой зоне в рамках модели Кулона–Мора. На рис. 4 приведена карта отношения σ_yy/σ_xx, где отрицательные значения отношения соответствуют реализации положительных напряжений σ_xx (напряжений растяжения).

Допустив, что эпицентр главного толчка попадает в область аномально высокой интенсивности напряжений и растягивающих напряжений σ_xx, разрыв во время землетрясения распространялся в широтном направлении соединяя между собой зоны высокой интенсивности напряжений (см. рис. 3). Возникает вопрос: на основании полученных данных возможен ли ретроспективный прогноз места старта разрыва и его протяженности?

В области эпицентра будущего землетрясения возникает зона аномально высоких значений растягивающих (положительных) напряжений, σ_xx, вероятно, стимулирующих старт разрыва в этой области (имея в виду зону сейсмогенерирующего слоя в пределах от 5 до 15 км от поверхности).

В эпицентре главного толчка интенсивность напряжений достигает 70 МПа, при этом отношение главных напряжений меняет знак, т.е. положительные напряжения σ_xx образуют цепочку аномальных зон, вытянутых в широтном направлении. Тогда в рамках ретроспективного прогноза, можно было бы ожидать возникновения разрыва именно в этой области и его распространения на запад и восток, объединяя зоны аномально высокой интенсивности напряжений. Обратим внимание, что самый сильный афтершок с M 6 произошел также в аномальной зоне эпицентра землетрясения.

Показанные на рис. 1 первые афтершоки были зарегистрированы в интервале 12 часов после основного толчка. Наибольшая плотность афтершоков соответствует зонам высокой интенсивности напряжений. Последующие более 7000 зарегистрированных афтершоков образуют кластеры в зонах высокой плотности первых афтершоков.

На рис. 5 показана детализация положительных напряжений растяжения σ_xx в области эпицентра главного толчка. Можно видеть, что эпицентр землетрясения попадает в область положительных напряжений σ_xx и из этой области распространяется новый разрыв.

ОБСУЖДЕНИЕ И ИНТЕРПРЕТАЦИЯ РЕЗУЛЬТАТОВ МОДЕЛИРОВАНИЯ НАПРЯЖЕННО-ДЕФОРМИРОВАННОГО СОСТОЯНИЯ

Результаты расчетов дают основание предположить, что разрыв из области гипоцентра распространяется на запад и на восток, пересекая области высокой интенсивности напряжений, коррелируя и с аномально высокими значениями отношения σ_xx/σ_yy > 4–6, переходящие в напряжения растяжения. Последующий афтершоковый процесс захватывает протяженную зону длиной порядка 170 км с локализацией гипоцентров афтершоков в интервале глубин 5–20 км от поверхности [Ito et al., 2002; Görgün et al., 2009].

Обратим внимание на появление афтершоков и их формирование в кластеры в зонах аномально высокой интенсивности напряжений, т.е. областях высокой концентрации энергии деформации. Как мы отмечали ранее, частичный сброс напряжений в области нового разрыва запускает афтершоковый процесс в зонах ранее накопленных “вековых” (статических) тектонических напряжений [Morozov, Manevich, 2018]. Логично предположить, что разрыв, стартуя из гипоцентра на глубине 18 км, реализуется в зоне высокой концентрации напряжений (в реальных условиях устремляясь к поверхности), стимулируя дальнейший автомодельный процесс объединения зон аномально высокой интенсивности напряжений в направлении его распространения по латерали. Разрыв, стартуя из гипоцентра главного толчка, в своем распространении “ищет” зоны высокой энергетической насыщенности, меняя вектор своего распространения в пространстве.

В то же время просматривается тенденция локализации кластеров афтершоков в зонах, где отношение σ_xx/σ_yy превышает фоновые значения, достигая 6 и выше. Это значит, что в гипоцентрах афтершоков разрыв возникает при относительно высоких напряжениях σ_yy и низких значениях напряжений отпора, переходящих в напряжения растяжения, т.е. в условиях, оптимальных для формирования разрыва в виде сдвига. Пространственная ориентация нодальных плоскостей зависит от ориентации осей главных напряжений в макрообъемах очагов афтершоков, изменяющих свою ориентацию в процессе изменения общего НДС эпицентральной зоны.

Образовавшийся разрыв протяженностью порядка 170 км снимает накопленные “вековые” статические напряжения в зоне своего влияния. Наиболее интенсивен этот процесс в локальных зонах высокой интенсивности напряжений, предшествующей землетрясению, т.е. в кластерах с высокой плотностью афтершоков.

На рис. 6 показана карта разности интенсивности напряжений, рассчитанная по формуле 6:

где ${{\left\langle {{{\sigma }_{i}}} \right\rangle }_{I}}$ и ${{\left\langle {{{\sigma }_{i}}} \right\rangle }_{{II}}}$ – интенсивность напряжений в произвольной точке до и после образования разрыва соответственно.

Четко выделяются четыре зоны сброшенной интенсивности напряжений, причем, зона непосредственно включающая эпицентр главного толчка и две зоны западнее от него соответствуют зонам обнаруженных трещин и поверхностных разрывов по разлому длиной от 1.5 до 5.2 м [Ito et al., 2002; Lekkas, 2004]. Следует ожидать и значительных деформаций поверхности и возможных разрывов на запад от эпицентра главного толчка под водами Измитского залива, вызвавших цунами с высотой более 2.5 м.

В заключение обратим внимание на аналогичную ситуацию, предшествующую Эрзиканскому землетрясению 13.03.1992 М 6.9 на востоке Северо-Анатолийского разлома [Morozov, Manevich, 2018]. На рис. 7 приведена карта интенсивности напряжений в эпицентральной зоне момента землетрясения и приведены новые результаты расчета отношения главных действующих напряжений. Можно видеть, что эпицентр главного толчка локализован в зоне высокой интенсивности и аномального отношения главных действующих напряжений (учитывая возможные ошибки в определении как координат эпицентра ±2–5 км, так и положение окончаний тектонических разломов). Эти результаты не единственны, аналогичные закономерности получены при моделировании НДС эпицентральных зон сильных коровых землетрясений в Индии [Morozov, Manevich, 2016], Турции [Morozov, Manevich, 2018] и Иране [Морозов и др., 2018a].

Таким образом, полученные результаты отражают общую тенденцию формирования локальных полей тектонических напряжений, приводящих к возникновению сильных коровых землетрясений, обусловленных концентрацией потенциальной энергии деформации взаимодействующих тектонических разломов.

Результаты моделирования являются подтверждением предположения М.В. Гзовского [Гзовский, 1960], что разрыв при землетрясении распространяется объединяя области “первоначально повышенных напряжений участков земной коры” (см. рис. 1). В рамках дилатантно-диффузионной модели [Anderson, Whitcomb, 1973; Брейс и др., 1976], разрыв зарождается в области концентрации упругих напряжений, там, где разность главных тектонических напряжений (девиаторная часть тензора напряжений) возрастает [Anderson, Whitcomb, 1973; Брейс и др., 1976], а следовательно, возрастает отношение главных напряжений сжатия при последующей трансформации напряжений отпора в напряжения растяжения (см. рис. 5, 7). Причем, использованная модель НДС эпицентральной зоны землетрясения может быть дополнена фильтрационной моделью, допускающей переток флюида из зоны высокой концентрации напряжений в зоны разрядки, стимулирующего развитие деструкции геологической среды.

Область снятых статических напряжений после образования разрыва превышает площадь локализации афтершоков, что подтверждает предположение Буллена [Bullen, 1953] о превышении объема первоначально накопленных напряжений, вызывающих землетрясение, по сравнению с объемом локализации афтершоков (см. рис. 3, 6).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Результаты моделирования НДС эпицентральной зоны сильного корового землетрясения в Турции 17 августа 1999 г. с М 7.4 в сочетании с сейсмологическими данными дают основание полагать:

− эпицентр землетрясения локализуется в области высокой интенсивности напряжений при трансформации фоновых напряжений отпора в напряжения растяжения;

− из области гипоцентра разрыв (в рамках использованной модели) распространяется по латерали, объединяя локальные зоны высокой интенсивности напряжений;

− при пересечении разрывом зон высокой интенсивности напряжений и происходит сброс напряжений, вызывая развитие афтершокового процесса;

− в аномальных зонах высокой интенсивности напряжений, предшествующих разрыву, формируются кластеры афтершоков с высокой плотностью эпицентров, и этим зонам соответствуют локальные смещения при разрыве;

− длина разрыва, а следовательно, и энергия, выделяющаяся при его образовании, определяется расстоянием между взаимодействующими зонами аномально-высокой интенсивности напряжений, как самостоятельными центрами, поддерживающими его распространение и, в конечном счете, его длину.

Разумеется, на эти предпосылки возможного прогноза места и энергии землетрясения накладываются неопределенности при определении параметров геологической среды (такие как разломная тектоника, особенности регионального поля напряжений, прочностные и физико-механические характеристики среды и т.д.), которые невозможно учесть в рамках принятой модели. Вместе с тем, полученные результаты позволяют надеяться на положительную перспективу изложенного подхода при совершенствовании как метода моделирования НДС в эпицентральных зонах сильных коровых землетрясений, так и получения более достоверной информации в первую очередь о разломной тектонике и тектонических напряжениях в сейсмоактивных районах.