Способ определения цепочек землетрясений в эпицентральном поле сейсмичности зоны разлома Российский патент 2019 года по МПК G01V1/00 

Предлагаемое решение относится к сейсмологии и может быть использовано для технического контроля состояния литосферы в зоне разлома по инструментальной регистрации землетрясений и обработке данных.

Тектонические землетрясения являются следствием упруго-пластичного деформирования верхней части литосферы Земли, которая представляет собой иерархическую систему хрупких жестких блоков, разделенных разломами и разломными зонами [Садовский М.А., Болховитинов Л.Г., Писаренко В.Ф. Деформирование геофизической среды и сейсмический процесс. М.: Наука, 1987. 101 с.]. Суперпозиция глобального тектонического напряжения сжатия литосферы Земли с региональными и локальными полями напряжений формирует градиентно-неоднородное упруго-пластичное деформирование некоторых зон литосферы с диссипацией энергии в виде разрывных разрушений горных пород - землетрясений разных энергетических классов, и в виде крипа. Сильные и слабые землетрясения обычно концентрируются на границах крупных литосферных плит, но достаточно часто они происходят вдали от границ в континентальных внутриплитных регионах, где имеются системы активных разломов, разделяющих жесткие блоки литосферы, сохраняется наследственная геодинамическая связь с предыдущими тектоническими активизациями и действуют энергетические источники [Новая глобальная тектоника. М.: Мир, 1974. 472 с.]. Сильные землетрясения реализуются в зонах протяженных разломов с выделением сейсмической энергии до 10¹⁹ Дж при разрывах длиной в сотни километров [Ризниченко Ю.В. Размеры очага корового землетрясения и сейсмический момент / Исследования по физике землетрясений. М.: Наука, 1976. С. 9-27.]. Эпицентры землетрясений, как точечные элементы сейсмичности, отражают структурную наследственную неоднородность блочной иерархической литосферы и перераспределение напряжений и деформаций, которые концентрируются на контактах блоков и генерируют землетрясения, разрушающие монолитность горных пород в зонах разломов.

Методические основы детального изучения сейсмичности и землетрясений разработаны в конце 1950-х годов [Бунэ В.И., Гзовский М.В., Запольский К.К. и др. Методы детального изучения сейсмичности / Труды ИФЗ АН СССР. М.: Изд-во АН СССР. 1960. №9 (176). 327 с.]. Методы и приемы изучения совершенствовались со временем при решении теоретических и прикладных задач сейсмической безопасности, сейсмического районирования территорий и прогноза сильных землетрясений. Поскольку прогноз сильных землетрясений является чрезвычайно важной научно-практической задачей, то изучение причин возникновения и пространственно-временного распределения сильных землетрясений всегда было и будет приоритетным. Проведенные исследования указывают на обусловленность сильных землетрясений глобальными, региональными и локальными геодинамическими явлениями различной природы, вызвавшими изменения напряженно-деформированного или реологического состояния горных пород [Keilis-Borok V.I., Knopoff L., Rotwain I., Allen C.R. Intermediate term prediction of occurrence times of strong earthquakes // Nature. 1988. V. 335. P. 690-694.; Соболев Г.А. Основы прогноза землетрясений. М.: Наука, 1993. 313 с.; Соболев Г.А., Пономарев А.В. Физика землетрясений и предвестники. М.: Наука, 2003. 270 с.; Завьялов А.Д. Среднесрочный прогноз землетрясений: основы, методика, реализация. М.: Наука, 2006. 254 с.].

Внедрение компьютеров и вычислительных технологий позволило совершить скачок в получении новых знаний о пространственно-временном распределении землетрясений и природе сейсмичности. Эти знания лежат в основе современных теоретических и численных моделей сейсмичности, которые развиваются преимущественно как научная база для изучения пространственно-временной и энергетической структуры сейсмичности и предсказания сильных землетрясений [International handbook of earthquake and engineering seismology, 2002. Lee, W.H.K., Kanamori, H., Jennings, P.C. & Kisslinger, С. (eds.) Academic Press, Amsterdam, Boston, New York, …, Tokyo, Part A, 934 pp.; Проблемы геофизики XXI века. M.: Наука. 2003. Книга 1. 311 с. (под ред. А.В. Николаева). Книга 2. 333 с. (под ред. А.В. Николаева)]. Предполагается, что развитые модели сейсмичности и их объединение с феноменологией реализации землетрясения могут помочь в преодолении трудностей, связанных с отсутствием соответствующих фундаментальных уравнений и невозможностью прямых измерений параметров в глубинах литосферы, где генерируются землетрясения [Проблемы динамики литосферы и сейсмичности // Вычислительная сейсмология. М.: ГЕОС. 2001. Вып. 32. 303 с. (Отв. Ред. Г.М. Молчан, Б.М. Наймарк, А.Л. Левшин); Анализ геодинамических и сейсмических процессов // Вычислительная сейсмология. М.: ГЕОС. 2004. Вып. 35. 329 с. (под ред. В.И. Кейлис-Борока, Г.М. Молчана)]. При решении этих и ряда других, в том числе и прикладных геофизических задач, основные параметры землетрясений анализируются при использовании моделей и феноменологии: скейлинг, подобие, самоподобие, пространственно-временная корреляция, отклики на возбуждение, предсказуемость на различных масштабах осреднения и миграции очагов землетрясений [Соболев Г.А. Перспективы прогноза землетрясений / Проблемы геофизики XXI века. М.: Наука, 2003. Кн. 2. С. 158-179.; Смирнов В.Б., Пономарев А.В. Закономерности релаксации сейсмического режима // Физические основы прогнозирования разрушения горных пород. Москва, 2005. С. 54.].

Явление миграции очагов землетрясений стало широко известно по материалам монографии Ч. Рихтера [Рихтер Ч. Элементарная сейсмология. М.: из-во Ин. Литер. 1963. 670 с.], который описал перемещение эпицентров сильных землетрясений вдоль Северо-Анатолийского разлома в Турции. Можно отметить, что первое описание перемещения эпицентров сильных землетрясений выполнено в работе [Васильковский Н.П., Репников М.П. Тектоника и сейсмичность северо-восточной части Ташкентского района // Ташкент: Изд. УзФАН. 1940. 127 с.]. Миграции очагов землетрясений часто рассматриваются как средне- и краткосрочные предвестники места, времени и магнитуды сильных землетрясений, и в большинстве работ проблемы миграции очагов сильных землетрясений рассматривались в связи с прогнозом сильного землетрясения [Тараканов Р.З. Повторные толчки землетрясения 4 ноября 1952 года // Труды СКНИИ СО АН СССР. 1961. Вып. 10. С. 112-116.; Mogi K. Migration of seismic activity // Bull. of the Earthquake Res. Inst. 1968 V. 46. P. 53-74.; Вилькович E.B., Губерман Ш.А., Кейлис-Борок В.И. Волны тектонических деформаций на крупных разломах // Докл. АН СССР. 1974. Т. 219. №1. С. 77-80.; Уломов В.И. Волны сейсмогеодинамической активизации и долгосрочный прогноз землетрясений // Физ. Земли. 1993. №4. С. 43-53.; Duda S.J. Global earthquakes 1903-1985. Hamburg F.R. Germany: NEIC. 1992. 183 p.; Бот M. О проблеме предсказания землетрясений // Предсказание землетрясений, М.: Мир. 1968. С. 9-20.; Касахара К. Механика землетрясений. М.: Мир, 1985, 264 с.].

Развитые представления о миграции очагов сильных землетрясений как о поступательном перемещении гипоцентров толчков вдоль поверхности разлома следует перенести на слабые землетрясения. Это позволит изучить феномен миграции очагов землетрясений более детально и на большом фактическом материале, а не ждать реализации сильных землетрясений на каком-то разломе, обеспечивая продолжительный сейсмологический мониторинг. В отличие от миграции очагов сильных землетрясений, методика выделения которых достаточно проста [Mogi K. Migration of seismic activity // Bull. of the Earthquake Res. Inst. 1968 V. 46. P. 53-74.], для установления миграции очагов слабых толчков необходимо разработать формализованную методику, основанную на статистическом азимутальном анализе многочисленных землетрясений небольших энергетических классов, произошедших в зонах разломов. Кажущаяся простота методики выделения миграции сильных землетрясений обусловлена тем, что редкие сильные землетрясения происходят в зонах крупных разломов, хорошо наблюдаемых и выделяемых на поверхности Земли. Это позволяет проводить анализ миграций очагов редких сильных землетрясений путем простых географо-геометрических построений без привлечения сложных моделей динамики сейсмичности. Сложность выделения миграций менее сильных толчков обусловлена как их большим количеством, так и реализацией на небольших разломах, обычно не имеющих выхода на поверхность Земли (разломов неизвестной длины, ширины, глубины проникновения и направленности). Эти факторы существенно усложняют задачу выделения миграции очагов землетрясений в зонах разломов, переводя ее решение в плоскость формализации моделей разломной сейсмичности при отсутствии значительной части априорной информации. В целом стоит задача выделения квазилинейных цепочек землетрясений в эпицентральном поле сейсмичности зоны крупного разлома, и такая задача решается предлагаемым способом определения цепочек землетрясений в зоне разлома.

Под цепочкой землетрясений обычно понимается квазилинейное одностороннее перемещение положения совокупности последовательных эпицентров землетрясений на поверхности исследуемой области литосферы. С физической точки зрения это явление можно связать с поступательной направленной генерацией очагов землетрясений вдоль зоны сейсмотектонической деструкции геологической среды (зоны разлома), обусловленной, как полагают [Викулин А.В. Физика волнового сейсмического процесса. П-К.: КГПУ. 2003. 150 с.; Быков В.Г. Деформационные волны земли: концепция, наблюдения и модели // Геология и геофизика. 2005. Т. 46. №11. С. 1176-1190.], прохождением в зоне разлома деформационных волновых фронтов или пакетов. Поскольку зона сейсмотектонической деструкции является обычно квазилинейной разломной зоной, то условие квазилинейно ориентированной временной изменчивости положения эпицентров землетрясений на поверхности Земли будет отражать поступательную направленную в одну сторону миграцию очагов землетрясения в зоне разлома при распространении деформационного возмущения.

Разломы, как правило, на мелкомасштабных тектонических картах изображаются одной прямой линией, но на картах среднего масштаба появляется возможность представить их в виде двух-трех субпараллельных кулис и приблизить изображение к природной ситуации. По масштабу развития и протяженности в Байкальской рифтовой зоне (БРЗ) выделены генеральные (длина L>80 км), региональные (L≈35-80 км) и локальные (L<35 км) разломы [Шерман С.И. Физические закономерности развития разломов земной коры. Новосибирск: Наука, 1977. 102 с.]. Генеральные разломы представляют собой глубинные структуры с ярко выраженной кайнозойской активизацией и кулисным строением. Они имеют преобладающее северо-восточное и субширотное простирание и играют роль структур, определяющих ориентировку отдельных звеньев рифтовой системы и ее наиболее крупных впадин. Этот уровень иерархии неоднородностей литосферы подтвержден исследованиями сейсмичности [Шерман С.И., Демьянович В.М., Лысак С.В. Сейсмический процесс и современная многоуровневая деструкция литосферы в Байкальской рифтовой зоне // Геология и геофизика. 2004. Т. 45. №12. С. 1460-1472.]. Региональные разломы образуют очень большую группу разломов, в которой доминируют сбросы ориентированные согласно общему простиранию БРЗ. Часть поперечных к рифтовой зоне региональных разломов - молодые образования, развивающиеся благодаря процессам кайнозойской активизации и рифтогенеза. Глубина проникновения региональных разломов соизмерима с мощностью земной коры, а преобладающие простирания - северо-восточное, субширотное и субмеридиональное. Локальные разломы, преимущественно кайнозойского возраста заложения, определяют внутреннюю структуру впадин и перемычек.

Близким, по сути, способу определения цепочек землетрясений в эпицентральном поле сейсмичности зоны разлома является способ прогнозирования землетрясений по деформационным предвестникам [Соболев Г.А. Основы прогноза землетрясений. М.: Наука, 1993. 313 с.], при котором исследуются сейсмотектонические деформации литосферы при выполнении следующих операций:

- выделяют сейсмогенерирующий линеамент (СГЛ - проекцию плоскости разлома на поверхность Земли как линию, вдоль которой располагаются эпицентры фоновых землетрясений),

- устанавливают пункты геодезических, деформографических, наклономерных и гидронивелирных наблюдений вблизи СГЛ,

- по аномалиям в результатах наблюдений и с учетом предшествующего опыта судят о возможности сильного землетрясения.

Недостатками этого способа являются:

- высокий уровень помех, обусловленный неоднородностью и неустойчивостью разломной среды вблизи СГЛ,

- трудности однозначной интерпретации результатов наблюдений, приводящие в конечном итоге к необходимости ограничиться статистической оценкой вероятности реализации сильного землетрясения,

- фоновые землетрясения не рассматриваются как сейсмотектонические деформации.

Близким по технической сущности является способ определения параметров структуры разломной трещиноватости литосферы по азимутальному распределению землетрясений (патент RU №2625615), содержащий этапы, на которых:

- строят карту эпицентров землетрясений исследуемой территории,

- для сравнительно однородных участков поля эпицентров землетрясений создают векторную диаграмму азимутов последовательности землетрясений,

- диаграмму преобразуют в матрицу азимутальных параметров,

- выполняют разделение матрицы по частоте реализации используемого параметра в выбранном угле-секторе каждого азимута,

- строят розу-диаграмму используемого параметра,

- строят азимутально-временную диаграмму используемого параметра,

- выделяют устойчивую во времени зону азимутальной анизотропии,

- зону азимутальной анизотропии идентифицируют как временную структуру разломной трещиноватости литосферы,

- по азимутально-временной диаграмме определяют вариации структуры разломной трещиноватости во времени,

- по розе-диаграмме определяют форму, длину, ширину и ориентацию структуры разломной трещиноватости.

Недостатки решения:

- при ограниченном количестве данных разброс эпицентров землетрясений затрудняет однозначное определение зоны разломной трещиноватости,

- существенное искажение могут внести группы афтершоков и роевых землетрясений, происходящих в одно время в разнесенных частях литосферы.

Наиболее близким по технической сущности (прототипом) является способ определения цепочек землетрясений в эпицентральном поле сейсмичности (патент RU №2659334), содержащий этапы, на которых:

- строят карту эпицентров землетрясений исследуемой территории и выбирают сравнительно однородные участки распределения эпицентров землетрясений,

- для этих участков строят карту эпицентров землетрясений в форме круга заданного радиуса,

- создают векторную диаграмму азимутов последовательности землетрясений: от эпицентра первого землетрясения ко второму, от второго к третьему и т.д. до последнего землетрясения выборки,

- проводят временной анализ векторной диаграммы азимутов в секторах размером β° (±Δβ° от азимутального направления, β и Δβ можно изменять),

- выбирают землетрясения в заданном секторе размером β° при отклонении ±Δβ° от азимутального направления,

- определяют количество направленных в одну сторону последовательных во времени эпицентров землетрясений n,

- при n≥3 считают эту последовательность цепочкой землетрясений в эпицентральном поле сейсмичности.

Недостатки решения:

- при попадании в круг зон нескольких разломов будут выделяться цепочки миграции землетрясений между зонами разных разломов, что физически трудно объяснить,

- в рамках исследования разломных зон не определены границы выбора землетрясений и не задан вид распределения толчков поперек зоны разлома;

- существенное искажение могут внести группы афтершоков и роевых землетрясений, происходящих в одно время в разнесенных частях круга.

Задачей предлагаемого изобретения является разработка способа определения цепочек землетрясений в эпицентральном поле сейсмичности зоны разлома с целью технического контроля состояния литосферы разломной зоны.

Поставленная задача решается предлагаемым способом определения цепочек землетрясений в эпицентральном поле сейсмичности зоны разлома, при котором по экспериментальным материалам разнесенных на поверхности Земли сейсмических станций строят карту эпицентров землетрясений исследуемой территории, при этом выбирают сравнительно однородный участок поля эпицентров землетрясений зоны разлома, строят карту эпицентров землетрясений зоны разлома в форме прямоугольника, затем дополнительно формируют распределение эпицентров землетрясений вдоль площадки в виде случайного с постоянной плотностью вероятности, задают распределение эпицентров землетрясений поперек площадки в виде нормального, на основании полученного распределения эпицентров создают векторную диаграмму азимутов эпицентров последовательных во времени землетрясений, по полученной векторной диаграмме в заданном угловом секторе размером β определяют количество направленных в одну сторону последовательных во времени эпицентров землетрясений n, при n≥3 считают эту последовательность цепочкой землетрясений в зоне разлома.

Изобретение поясняется чертежами, где:

Фиг. 1. Карта-схема «эпицентров» (а) и векторной диаграммы азимутов (б) последовательности 1224 (столько толчков в зоне Тункинского разлома) сгенерированных событий в прямоугольной площадке L×W, где L=226 км - длина площадки (зоны «разлома»), W=60 км - ширина площадки (зоны «разлома»).

Карта-схема получена для 1224 событий, сгенерированных вдоль площадки случайным образом с постоянной плотностью вероятности событий. Поперек площадки события сгенерированы по закону нормального распределения относительно центральной линии - линии «разлома». Звездочками показаны вставленные детерминированные цепочки из n₁=5 (отклонение от линии «разлома» r=5 км), n₂=4 (отклонение r=15 км) и n₃=3 (отклонение r=25 км) событий.

Фиг. 2. Цепочки, определенные из вставленных 12=3+4+5=(n₁+n₂+n₃) и сгенерированных 1224 событий, выделенные при угловом секторе размером β=10° (±5° от азимутального направления):

Три детерминированные цепочки (звездочки и жирные линии со стрелкой на конце), определенные из вставленных 12 событий с n₁=5 (отклонение от линии «разлома» r=5 км), n₂=4 (отклонение r=15 км) и n₃=3 (отклонение r=25 км) событий; Восемьдесят пять цепочек, определенных и выделенных из сгенерированных 1224 событий (штриховые линии со стрелкой на конце). Залитые кружки - «эпицентры» событий в цепочках.

Фиг. 3. Карта эпицентров и изолиний плотности эпицентров 52700 землетрясений Байкальской рифтовой зоны с K_P≥8 (1964-2013 годы).

1 - основные разломы, 2 - впадины, 3 - озера, 4 - границы и номера районов, 5 - границы и номера участков, 6 - границы и номера основных разломных зон, 7 - масштабная линейка, 8 - эпицентры землетрясений представительных энергетических классов, 9 - шкала плотности эпицентров в площадках 0.2°×0.3°.

Фиг. 4. Карта-схема эпицентров (а) и векторной диаграммы азимутов (б) 1224 землетрясений с энергетическим классом K_P≥8 в зоне Тункинского разлома.

Зона Тункинского разлома (юго-западный фланг Байкальского региона) скомпонована в виде двух прямоугольников размером L×W, где L=226 км - длина разлома на поверхности, W=60 км - ширина зоны разлома. Звездочками показаны вставленные цепочки из n₁=5 (отклонение от линии разлома r=5 км), n₂=4 (отклонение r=15 км) и n₃=3 (отклонение r=25 км) событий. Кружки разного диаметра - эпицентры землетрясений с K_P≥8.

Фиг. 5. Цепочки, определенные среди вставленных 12=3+4+5=(n₁+n₂+n₃) событий и реальных 1224 землетрясений зоны Тункинского разлома, выделенные при угловом секторе размером β=10° (±5° от азимутального направления):

Три детерминированные цепочки (звездочки и жирные линии со стрелкой на конце), определенные из вставленных 12 событий с n₁=5 (отклонение от линии «разлома» r=5 км), n₂=4 (отклонение r=15 км) и n₃=3 (отклонение r=25 км) событий; Шестьдесят шесть цепочек, определенных и выделенных из сгенерированных 1224 событий (штриховые линии со стрелкой на конце). Кружки разного диаметра - эпицентры землетрясений в цепочках.

Техническая сущность способа состоит в следующем:

В каталогах землетрясения характеризуются пятью основными параметрами: координатами гипоцентров (долгота ϕ, широта λ, глубина h), временем возникновения t₀ и энергетическим классом K_P (иногда магнитудой М). Можно отметить, что глубины гипоцентров h землетрясений определялись редко и с высокой погрешностью, и по этой причине каталоги землетрясений более полувека анализируются по четырем основным параметрам - долготе, широте, энергетическому классу и времени возникновения [Бунэ В.И., Гзовский М.В., Запольский К.К. и др. Методы детального изучения сейсмичности / Труды ИФЗ АН СССР. М.: Изд-во АН СССР. 1960. №9 (176). 327 с.]. В таком случае для определения цепочек землетрясений можно привлечь только эти четыре параметра. Непосредственная физическая связь между землетрясениями, происходящими в зонах разлома (геологической среде определенного объема, подвергнутой тектоническим деформациям), может возникать только по пространству. Связь по времени и по энергетическому классу вторична, она является отражением факта возникновения очага землетрясения в определенной точке разлома и является производной от координат землетрясений. При определении цепочек эпицентров самым простым вариантом является анализ землетрясений одного энергетического класса. Анализ выборки землетрясений в полном диапазоне классов не представляет трудностей и не изменяет технической сущности предлагаемого способа.

Техническая сущность предлагаемого способа определения цепочек землетрясений в зоне разлома базируется на экспериментально установленных фактах приуроченности землетрясений к линии разлома на поверхности Земли. Чтобы определить цепочки землетрясений в зоне разлома, из поля эпицентров региональной сейсмичности выбирают сравнительно однородный участок эпицентрального поля толчков, соответствующий размерам зоны исследуемого разлома. Карту-схему эпицентров землетрясений зоны данного разлома строят в виде прямоугольника размером L×W, где L, км - длина разлома на поверхности, W=60 км (1/2W=±30 км от линии разлома на поверхности литосферы) - ширина зоны разлома, которую можно менять. Полученную выборку землетрясений анализируют на предмет связи эпицентров последовательных землетрясений, как поступательных разрывов литосферы в зоне разлома. Рассматривают распределение эпицентров землетрясений вдоль площадки в виде случайного с постоянной плотностью вероятности, а поперек площадки в виде нормального. По выборке эпицентров землетрясений создают векторную диаграмму азимутов от эпицентра первого землетрясения ко второму, от второго к третьему и т.д. до последнего землетрясения выборки. Проводят временной анализ векторной диаграммы азимутов в секторах размером β=10° (Δβ=±5° от азимутального направления, β и Δβ можно изменять) и определяют количество направленных в одну сторону последовательных во времени эпицентров землетрясений n. При выполнении условия n≥3 считают эту последовательность цепочкой землетрясений в зоне разлома.

Модельный пример. При модельном решении вдоль площадки прямоугольной формы размером L×W км² генерируется поле случайно распределенных с постоянной плотностью вероятности «эпицентров» событий. Распределение «эпицентров» этих событий поперек площадки шириной W км генерируется по нормальному закону. На заданном расстоянии r от линии «разлома» вставляются детерминированные линейные цепочки из n=3÷5 событий, имитирующие миграции очагов землетрясений, предусмотрено включение нескольких линейных цепочек. На Фиг. 1 вставлены три цепочки из n₁=5 (отклонение от линии «разлома» r=5 км), n₂=4 (отклонение r=15 км) и n₃=3 (отклонение r=25 км) событий. В площадке формируется векторная диаграмма азимутов последовательных во времени событий. Проводится временной анализ векторной диаграммы азимутов при угловом секторе β=10° (Δβ=±5° от азимутального направления) и определяется количество n направленных в одну сторону последовательных во времени «эпицентров» событий. Если выполняется условие n≥3, то эта последовательность определяется как цепочка событий в эпицентральном поле моделированной «сейсмичности» разломной зоны. Реализована программа, генерирующая заданное множество синтезированных событий, строящая карту изолиний плотности «эпицентров», формирующая векторную диаграмму азимутов последовательных во времени событий, производящая необходимые расчеты и определяющая цепочки событий в зоне разлома.

В качестве примера модельного решения приведем результаты определения цепочек при распределении 1224 сгенерированных событий (число 1224 равно числу реальных землетрясений с энергетическим классом K_P≥8, которые произошли в зоне Тункинского разлома и для которого ниже приведен пример реализации способа, см. Фиг. 4, 5). Генерируется выборка из 1224 событий, распределенных случайным образом с постоянной плотностью вероятности вдоль поверхности площадки прямоугольной формы размером L×W, где L=226 км - длина Тункинского разлома. Поперек площадки события генерируются по нормальному закону относительно центральной линии «разлома», здесь W=60 км - ширина площадки (1/2W=±30 км от линии "разлома"). Линейные детерминированные цепочки из n₁=5, n₂=4 и n₃=3 событий вставлены в поле событий при расстояниях от линии «разлома» r=5 км, r=15 км и r=25 км соответственно (Фиг. 1, график а). Видно, что сгенерированные события равномерно распределены вдоль поверхности прямоугольника и сконцентрированы около линии «разлома». Сгенерированные события и вставленные цепочки событий соединяются линией друг с другом во временной последовательности от первого ко второму, от второго к третьему и т.д. до последнего событий, формируя векторную диаграмму азимутов событий (Фиг. 1, график б). Векторная диаграмма азимутов сгенерированных событий занимает преимущественно осевую продольную часть площадки - зону повышенной плотности векторов - и одной ориентировки, близкой к расположению и ориентации линии «разлома». Это связано с условиями генерации модельных событий. Проводится временной анализ векторной диаграммы азимутов при угловом секторе размером β=10° (Δβ=±5° от азимутального направления). Определяется количество направленных в одну сторону последовательных во времени событий n. Если выполняется условие n≥3, то эта последовательность считается цепочкой событий в эпицентральном поле моделированной «сейсмичности» разломной зоны. Полученные результаты сводятся к следующему:

1. Определены все три вставленные нами детерминированные цепочки событий. На Фиг. 2 они показаны разными звездочками как три цепочки из n₁=5, n₂=4 и n₃=3 событий, определенные в заданных расстояниях от линии «разлома» r=5 км, r=15 км и r=25 км. Видно, что их расположение полностью соответствует вставленным цепочкам событий на Фиг. 1.

2. Среди сгенерированных 1224 событий определено 85 цепочек (Фиг. 2). Видно, что распределение цепочек по расположению и азимуту ориентировки задается зоной «разлома»: почти все цепочки сконцентрированы около «разлома» и имеют направленность согласно ориентации «разлома». Такое распределение цепочек обусловлено генерацией событий случайным образом с постоянной плотностью вероятности вдоль «разломной» зоны и нормальным распределением событий поперек нее.

Сравнение предлагаемого технического решения с другими известными решениями в области сейсмологии землетрясений показывает следующее.

При определении средних скоростей миграции очагов землетрясений в зонах разломов используются пространственно-временные карты эпицентров сильных землетрясений. На картах экспертом визуально подбираются линейные цепочки толчков или выбираются полоски с аномально большим числом землетрясений [Mogi K. Migration of seismic activity // Bull. of the Earthquake Res. Inst. 1968 V. 46. P. 53-74.; Викулин А.В. Физика волнового сейсмического процесса. П-К.: КГПУ. 2003. 150 с.]. Совершается переход от двухмерной системы координат (географические долгота-широта эпицентра землетрясения) к одномерной (расстояние L вдоль линии концентрации эпицентров) и экспертом выявляются линейные последовательности сейсмических толчков, которые определяются как цепочки миграции землетрясений. Иногда используется алгоритм по выделению миграционных цепочек в пределах исследуемой зоны разлома. Этот способ сводится к нахождению в каталоге землетрясений для каждого i-го события с координатой L_i временем T_i такого (i+1) события, координаты и время которого удовлетворяют условиям L_i+1≥L_i, T_i+1≥T_i. Исследования миграции очагов осуществляются в пределах диапазонов магнитуд сильных землетрясений.

Недостатки применяемых методов:

- подход применяется только к сильным землетрясениям, все менее значительные землетрясения, а тем более слабые толчки, исключаются из анализа;

- выбор цепочки не формализован, не оговорены условия включения сильных землетрясений в данную цепочку;

- на основании заранее визуально подобранных линейных цепочек выделяются те же самые линейные цепочки, которые затем определяются как цепочки миграции землетрясений;

- не определены границы выбора землетрясений;

- в целом выбор цепочки зависит от представлений эксперта.

Предлагаемый способ позволяет исключить эти недостатки и является шагом в решении проблемы формализованного определения цепочек землетрясений в эпицентральном поле сейсмичности зоны разлома.

Не выявлено в результате поиска и сравнительного анализа технических решений, характеризующихся аналогичной с предлагаемым решением совокупностью признаков, обеспечивающих при использовании достижения аналогичных результатов, что позволяет сделать вывод о соответствии предлагаемого технического решения условию патентоспособности изобретения «изобретательский уровень».

Пример реализации способа.

Предлагаемое техническое решение реализовано для Байкальского региона следующим образом: сетью сейсмических станций региона осуществляется запись землетрясений, определяются кинематические и динамические параметры толчков, и по этим данным формируется «Каталог землетрясений Прибайкалья». На Фиг. 3 представлена карта эпицентров 52700 представительных землетрясений с энергетическим классом K_P≥8 и изолиний их плотности в площадках 0.2°×0.3°, зарегистрированных в Байкальском регионе с 1964 по 2013 годы. Можно отметить, что землетрясений такого класса регистрируются в регионе без пропусков, т.е. являются представительными. Анализ карты показывает, что эпицентры землетрясений локализуются в области БРЗ, за ее пределами сейсмичность рассеяна и минимальна на Сибирской платформе. Изолинии плотности эпицентров в площадках 0.2°×0.3° позволяют установить особенности распределения землетрясений по территории БРЗ и выбрать сравнительно однородные районы и участки. По внешнему контуру изолинии n=25 рифтовую зону можно разделить на три района. На юго-западном фланге БРЗ (район 1, ϕ=48.0°-54.0° с.ш., λ=96.0°-104.0° в.д.) эпицентры формируют полосы преимущественно субширотной и субмеридиональной ориентировки, в результате чего сейсмичность рассеяна по территории. В центральной части БРЗ (район 2, ϕ=51.0°-54.0° с.ш., λ=104.0°-113.0° в.д.) эпицентры толчков создают одну полосу северо-восточного простирания. На северо-восточном фланге БРЗ (район 3, ϕ=54.0°-60.0° с.ш., λ=109.0°-122.0° в.д.) эпицентральное поле землетрясений имеет форму «треугольника». Районы разделены пополам по долготе λ=100.0°, λ=108.0° и λ=116.0° на шесть участков, которым даны номера 1-6, начиная отсчет с юго-западной границы региона. Такая схема иерархии территории региона обычно применяется при исследовании сейсмичности и напряженно-деформированного состояния литосферы БРЗ [Ключевский А.В. Напряжения и сейсмичность на современном этапе эволюции литосферы Байкальской рифтовой зоны // Физика Земли. 2007. №12. С. 14-26.; Ключевский А.В., Демьянович В.М., Джурик В.И. Иерархия сильных землетрясений Байкальской рифтовой системы // Геология и геофизика. 2009. Т. 50. №3. С. 279-288.].

Следующим уровнем иерархии сейсмичности в литосфере Байкальского региона являются зоны основных разломов. На Фиг. 3 выделенные нами зоны десяти крупных разломов Байкальского региона показаны в географической системе координат широта-долгота в виде немного искривленных прямоугольников. Это связано с тем, что разлом обычно формируется из нескольких последовательных линейных разрывных сегментов, немного различающихся ориентировкой. В зонах разломов Байкальского региона обычно реализуется много землетрясений, что приводит к быстрой релаксации сейсмотектонической энергии и деформации [Ключевский А.В. Современная динамика Байкальского рифта и особенности пространственно-временного распределения сильных землетрясений // Вулканология и сейсмология. 2003. №5. С. 65-78.; Ключевский А.В. Сейсмичность в условиях самоорганизации Байкальской рифтовой системы // Доклады Академии наук. 2005. Т. 403. №1. С. 96-100.; Ключевский А.В., Демьянович В.М. Объемное сейсмотектоническое течение геологических масс в литосфере Байкальской рифтовой зоны // Вулканология и сейсмология. 2015. №1. С. 56-74.]. Типичным представителем разломной сейсмичности является зона Тункинского разлома, расположенного в центральной части юго-западного фланга БРЗ (см. разлом №3 на Фиг. 3).

На Фиг. 4 приведена карта-схема эпицентров (а) и векторной диаграммы азимутов (б) 1224 землетрясений с K_P≥8, произошедших в зоне Тункинского разлома за 1964 по 2013 годы. Длина разлома составляет L≈226 км, а ширина W≈±30 км от линии сместителя на поверхности Земли. Три западных субширотных сегмента разлома, немного различающиеся ориентировкой в географических координатах на Фиг. 3, в линейных координатах L и W собраны в один прямоугольник и к ним под углом добавлен четвертый восточный сегмент разлома, имеющий северо-восточную направленность. На картах-схемах отсчет L и W ведется от юго-восточного угла разломной зоны. На Фиг. 4, график а видно, что землетрясения рассеяны вдоль разлома и близки к случайному распределению, а максимальная плотность толчков имеет место с обеих сторон от излома разлома на расстоянии L≈130÷160 и L≈180÷200 км. Эти максимумы сформированы афтершоками сильных землетрясений. Поперек зоны разлома гистограмма имеет близкий к нормальному распределению вид с максимумом плотности землетрясений на линии разлома. Звездочками показаны вставленные цепочки из пяти (отклонение от линии разлома r=5 км), четырех (r=15 км) и трех (r=25 км) событий. На Фиг. 4, график б хорошо видна субширотная направленность векторной диаграммы вдоль зоны Тункинского разлома, отражающая повышенную трещиноватость разломной зоны.

В результате проведенного временного анализа векторной диаграммы азимутов при угловом секторе размером β=10° (Δβ=±5° от азимутального направления) получены следующие результаты:

1. Определены все три вставленные линейные цепочки из n₁=5, n₂=4 и n₃=3 цепочки событий. На Фиг. 5 показаны три определенные в заданных отклонениях от линии разлома (r=5 км, r=15 км и r=25 км) вставленные цепочки событий. Видно, что их расположение полностью соответствует вставленным цепочкам событий на Фиг. 4.

2. Среди реальных 1224 землетрясений определено 66 цепочек. На Фиг. 5 показаны 66 цепочек, определенных среди реальных землетрясений. Можно отметить системный характер распределения цепочек по месту положения и азимуту ориентировки, обусловленный расположением и азимутом зоны разлома. Наблюдается неслучайный характер распределения цепочек по месту положения и азимуту ориентировки. Место соответствует зонам повышенной плотности эпицентров землетрясений, а ориентация большинства цепочек соответствует субширотной вытянутости эпицентров и направленности векторной диаграммы азимутов на Фиг. 5. Наблюдается системный характер расположения цепочек: расположение соответствует зонам повышенной плотности эпицентров землетрясений, почти все цепочки сконцентрированы около разлома и имеют субширотную направленность, соответствующую ориентации Тункинского разлома.

Получаемую по предлагаемому техническому решению информацию по определению цепочек землетрясений в зоне разлома можно использовать для характеристики сейсмической обстановки и опасности на территориях возможного промышленного и гражданского строительства, т.е. предлагаемое решение соответствует условию патентоспособности изобретения «промышленная применимость». Информацию по формированию цепочек землетрясений в зоне разлома можно использовать в качестве предвестника сильных землетрясений, т.е. предлагаемое решение соответствует условию патентоспособности изобретения «изобретательский уровень».

Изобретение относится к области сейсмологии и может быть использовано для определения цепочек землетрясений в эпицентральном поле сейсмичности зоны разлома. Сущность: по экспериментальным материалам разнесенных на поверхности Земли сейсмических станций строят карту эпицентров землетрясений исследуемой территории. Выбирают сравнительно однородный участок поля эпицентров землетрясений зоны разлома. Строят карту эпицентров землетрясений зоны разлома выбранного участка в форме прямоугольника. Формируют распределение эпицентров землетрясений вдоль площадки в виде случайного с постоянной плотностью вероятности. Задают распределение эпицентров землетрясений поперек площадки в виде нормального. На основании полученного распределения эпицентров создают векторную диаграмму азимутов эпицентров последовательных во времени землетрясений. По полученной векторной диаграмме в заданном угловом секторе определяют количество направленных в одну сторону последовательных во времени эпицентров землетрясений. При количестве однонаправленных последовательных во времени эпицентров землетрясений не менее трех данную последовательность определяют как цепочку землетрясений в зоне разлома. Технический результат: обеспечение контроля состояния литосферы разломной зоны. 5 ил.

Способ определения цепочек землетрясений в эпицентральном поле сейсмичности зоны разлома, при котором по экспериментальным материалам разнесенных на поверхности Земли сейсмических станций строят карту эпицентров землетрясений исследуемой территории, отличающийся тем, что выбирают сравнительно однородный участок поля эпицентров землетрясений зоны разлома, строят карту эпицентров землетрясений зоны разлома в форме прямоугольника, затем дополнительно формируют распределение эпицентров землетрясений вдоль площадки в виде случайного с постоянной плотностью вероятности, задают распределение эпицентров землетрясений поперек площадки в виде нормального, на основании полученного распределения эпицентров создают векторную диаграмму азимутов эпицентров последовательных во времени землетрясений, по полученной векторной диаграмме в заданном угловом секторе размером β определяют количество направленных в одну сторону последовательных во времени эпицентров землетрясений n, при n≥3 считают эту последовательность цепочкой землетрясений в зоне разлома.