Пространственно-временная структура современных аномальных деформационных процессов


Как известно, основу информации о пространственно- временной структуре современного геодинамического состояния среды составляют повторные геодезические измерения, проводимые на трех масштабных уровнях описания процессов: региональном, зональном и локальном.
В настоящее время наиболее полная информация получена по данным повторных нивелирований (вертикальная компонента движений) Это обусловлено целым рядом причин. Нивелирные измерения более технологичны (по сравнению с методами регистрации горизонтальных движений) и выполнены с гораздо большей точностью С другой стороны, при прочих равных условиях, вертикальная составляющая аномальных смещений земной поверхности (свободной от напряжений) значительно превышает горизонтальную компоненту.
Региональный уровень описания процессов обеспечивается на основе анализа повторных измерений вдоль линий Государственной сети. Зональные и локальные процессы изучаются на специально организованных геодинамических полигонах.
Одной из основных особенностей пространственного распределения современных вертикальных движений земной поверхности регионального масштаба (порядка сотен и более километров) являются протяженные аномальные зоны, представленные градиентным характером аномальных изменений, которые контролируются зонами глубинных разломов.
При этом значения горизонтальных градиентов движений составляют величины порядка первых мм/км в год. На графиках, отражающих линейную (профильную) составляющую движений, эти градиентные участки имеют форму ступенеобразных (сдвиговых) изменений в полном соответствии с общепринятыми представлениями о медленных, дифференцированных вертикальных перемещениях смежных объемов среды (блоков земной коры) вдоль зон разломов под воздействием изменений регионального поля напряжений [Николаев, 1988; Никонов, 1977].
В начале шестидесятых годов под эгидой Междуведомственного геофизического комитета при Президиуме АН СССР была развернута обширная программа изучения современных движений земной коры на геодинамических полигонах различного целевого назначения. Результаты повторных наблюдений на этих полигонах, с интервалами времени между повторениями в месяцы и годы, выявили наличие интенсивных, локальных движений в зонах разломов, которые имели пульсационный и короткопериодический характер. Это не явилось большой неожиданностью для специалистов, поскольку первые геодинамические полигоны закладывались в сейсмоактивных регионах.
В начале семидесятых годов Миннефтепромом СССР была начата реализация долгосрочной программы изучения современных движений земной коры в нефтегазоносных осадочных бассейнах. Основная цель этих работ заключалась в использовании результатов геодинамических наблюдений при изучении особенностей геологического строения и оценки перспектив нефтегазоносное™ выбранных объектов [Сидоров, Кузьмин, 1989а; Сидоров, Кузьмин и др., 1994].

В качестве таких объектов были использованы территории крупных нефтегазоносных бассейнов древней докембрийской Русской платформы (Припятский прогиб, западное и северо-западное обрамление Прикаспийской впадины, Башкирский свод и Соликамская впадина), Западно-Сибирской плиты (Вартовский свод), предгорных и межгорных прогибов складчатых областей (ТерскоКаспийский, Предгиссарский, Рионо-Куринский).
Принципиально важно, что основные параметры измерительных систем (густота, частота опроса и точность наблюдений) на геодинамических полигонах, расположенных в платформенных, асейсмичных районах, оказались идентичными полигонным системам измерений, расположенным в орогенных, сейсмоактивных областях.
Это обстоятельство позволило провести последовательное сопоставление характеристик современной геодинамической активности земных недр, полученных идентичными системами наблюдений, находящимися в наиболее контрастных в геодинамическом отношении областях, которыми в первую очередь являются сейсмоактивные и асейсмичные регионы.
Учитывая, что изучение современной геодинамики разломных зон требует специализированных систем измерений, то для дальнейшего анализа привлечены результаты многократных, повторных геодезических и геофизических наблюдений, полученных в Копетдагской и Камчатской сейсмоактивных зонах, а также в асейсмичной Припятской впадине, которые максимально соответствуют этой цели [Кузьмин, 1989; 1990; 1998; Сидоров, Кузьмин, 1989а; Кузьмин, Чуриков, 1998; Churikov, Kuzmin, 1998].
Региональные исследования современных движений земной поверхности в зоне Предкопетдагского краевого прогиба были начаты в 1939 г., когда был заложен нивелирный профиль протяженностью 100 км по линии Ашхабад — Бахардок (рис. 1.1). Этот профиль многократно повторялся, что позволило определить устойчивые тенденции в развитии современных геодинамических процессов в разломных зонах этого региона. На рис. 1.1, а представлены результаты нивелирования за две эпохи наблюдений, совмещенные с глубинным разрезом земной коры, построенным с использованием материалов сейсмической и гравитационной разведок.
24


ДЬ, мм

Н,км

ппп*1'1' Современные вертикальные движения земной поверхности ДА по


верхность Мохоровичича; 7 - кривые вертикальных движений ба3аЛЬТОВЬ,Й СЛ0Й; 6 ~ П0‘
Первые же повторные наблюдения выявили характерное куполообразное поднятие, пространственно приуроченное к осевой части прогиба, которая контролируется зоной Северо-Ашхабадского разлома, проходящего сквозь кору. Причем, если поднятие земной поверхности в период с 1939 по 1958 гг. можно было бы трактовать 1ШПг°СГСТВИе Агюсабадского катастрофического землетрясения
!!й!"[ УЗЬМИН’ •998]’ Т° В послеДУЮЩУКgt; эпоху подобных сильнейших для данной зоны землетрясений не было. Тем не менее

аномальное поднятие имеет значительную амплитуду (до 200 мм) и в последующую эпоху после катастрофического землетрясения.
Попытки интерпретировать это аномальное поднятие с позиций блоковой тектоники встретили значительные затруднения, так как при существующем в этой зоне субмеридиональном, субгоризонтальном сжатии наклонное положение разломных зон и их ориентация, по отношению к исходной нагрузке, не обеспечивают выдавливания трапециевидных блоков вверх.
Кроме этого, на рис. 1.1,6 показано распределение по глубинам гипоцентров слабой сейсмичности в окрестности аномального поднятия, которое указывает на значительную степень трещиноватости зоны контакта осадочного чехла и фундамента. Это обстоятельство позволяет полагать изгиб осадочного чехла в качестве источника формирования аномального поднятия.
В дальнейшем были проведены специально поставленные нивелирные работы с повышенной пространственно-временной детальностью (рис. 1.2). Расстояние между пунктами наблюдений стало доходить до 1—2 км, а частота опроса достигала ежеквартального повторения [Кузьмин, 1990].
Для более детальной диагностики аномального геодинамического состояния недр этого района максимальному улучшению изученности подверглась наиболее мобильная (протяженностью около 50 км) часть поднятия. Оказалось, что общая тенденция остается прежней, хотя и менее интенсивной, на фоне которой отчетливо проявляется локальное опускание (проседание) земной поверхности в окрестности зоны Северо-Ашхабадского разлома.
Для определения пространственной конфигурации аномального регионального поднятия были проведены дополнительные работы, которые заключались в том, что вдоль простирания выявленного поднятия был заложен нивелирный профиль субширотной ориентации, который повторялся квазисинхронно с меридиональным. Эти исследования показали, что региональное аномальное поднятие носит характер цилиндрического изгиба, поскольку вертикальные смещения отметок реперов вдоль субширотного профиля оказались на порядок меньше по сравнению с аномальными движениями на меридиональном профиле [Кузьмин, 1998].


Таким образом, имеет место парадоксальная ситуация. В осевой части Предкопетдагского краевого прогиба существует устойчивое региональное поднятие, которое надежно зарегистрировано многократными повторными измерениями.

Как следует из рис. 1.3, в этом регионе также существуют аномальные деформационные процессы, которые пространственно риурочены к разломным зонам. Аномальные изменения представлены двумя характерными морфологическими типами: протяженные изгибы вверх и локальные просадки земной поверхности которые также аналогичны предыдущим результатам.




В результате комплексного сопоставительного анализа данных, полученных идентичными системами измерений (плотность пунктов наблюдений, точность и частота опроса), расположенными в сейсмоактивных и асейсмичных регионах, были сформулированы следующие эмпирические обобщения [Кузьмин, 1989, 1996, 1999; Сидоров, Кузьмин, 1989 а].
Выявлены интенсивные локальные аномалии вертикальных и горизонтальных движений земной поверхности, которые приурочены к зонам разломов различного типа и порядка. Эти аномальные движения высокоамплитудны (50—70 мм/год), короткопериодичны (0,1—1 год), пространственно локализованы (0,1—1 км), обладают пульсационной и знакопеременной направленностью. Среднегодовые скорости для них чрезвычайно высоки и составляют величины порядка (2~7)-10 ~5/год. Поэтому их следует определить как суперинтенсивные деформации (СД) земной поверхности в зонах разломов [Кузьмин 1996; 1999].
Существуют устойчивые типы локальных аномалий в вертикальных движениях земной поверхности в зонах разломов (рис. 1.4). При этом горизонтальные размеры L у-аномалий составляют 0,1—2 км, ^-аномалий — 5—10 км, а (3-аномалий — 10—30 км. Там же приведены соотношения между амплитудой Ah и протяженностью L для каждого типа аномалий, связанные через масштабный коэффициент т = КГ6 (если амплитуда выражена в миллиметрах, то ширина аномалии — в километрах).
Основные пространственно-временные характеристики аномальных движений идентичны как для сейсмоактивных, так и для асейсмичных разломньгх зон. При этом интенсивность деформационного процесса в разломах асейсмичных регионов выше, чем в сейсмоактивных.
Установленные типы аномальных движений находятся в определенном соответствии с региональными типами напряженного состояния земной коры. В районах предгорных и межгорных прогибов (области сжимающих напряжений) доминируют (3-аномалии, а в рифтовых областях (зоны растяжений) преобладают у-аномалии. Аномалии типа S оказались крайне редким явлением для всех изученных регионов.


Рис. 1.4. Таблица основных типов аномального изменения современных движений земной поверхности в пределах зон разломов


На рис. 1.5 представлены примеры СД для различных регионов. Хорошо видно, что кривые совершенно идентичны по морфологии, т.е. у них совпадают ширина (горизонтальный масштаб всех графиков одинаков) и амплитуда.



Важно отметить, что на данном графике приведены амплитуды, а не скорости деформаций. Если же принять во внимание длительность между повторными наблюдениями, то окажется, что среднегодовая скорость СД-процессов для асейсмичных разломов будет выше, чем для сейсмоактивных.
Аналогичные аномалии типа у были получены и в других регионах Земли. На рис. 1.6 представлены результаты повторных нивелирных наблюдений вдоль одного из профилей (Ясудо — Иваки) регионального геодинамического полигона в районе Тохоку, которые получены в период 1897 — 1973 гг. [Kato, 1979]. Среднее расстояние между пунктами наблюдений колеблется от 2 до 5 км. Точность наблюдений составила (после уравнивания) величину порядка 0,16 мм/км. Средняя квадратическая погрешность повторных измерений достигала величин 0,4 — 0,8 мм/км, что соответствует критериям высокоточного нивелирования.
Как видно из рис. 1.6, в средней части профиля выделяются несколько ярко выраженных у-аномалий с амплитудами до 50 — 70 мм, которые имеют пульсационный характер, так как повторяются в одном и том же месте в различные интервалы времени.
При этом характерно, что в окрестности профиля не происходило существенных сейсмических событий за весь период инструментальных наблюдений. Автор данной работы прямо утверждает, что за весь рассмотренный период этот нивелирный профиль пересекал разломные зоны, которые попадают в область «асейсмической полосы».
Примечательно, что выявленные интенсивные локальные просадки (у-аномалии) признаны в работе [Kato, 1979] реально существующими, но вопросы их истолкования предполагается изучать в дальнейших исследованиях.
Однако приведенные в этой работе расчеты распределения предсейсмических и косейсмических смещений земной поверхности указывают на возможность объяснения выявленных аномальных деформаций воздействием на них процессов подготовки и реализации удаленных землетрясений.
На рис. 1.7 показаны результаты высокоточных, повторных нивелирований и топография земной поверхности вдоль профиля Saugas — Lebec (Южная Калифорния) длиной около 100 км, со средним расстоянием между реперами 1,5—2,0 км [Strange, 1981]. 32



Рис. 1.6. Карта очагов землетрясений Японии после 1900 г. с магнитудами от ’4 до 8’° и более 60 и современные вертикальные движения земпой повепх- ности вдоль профиля J 4398 (Yasuda) — J 4201 (Iwaki) в районе Tohoku [Kato 1979] за периоды: 1 - 1939 - 1897 гг.; 2 - 1954 г., 1955 - 1939 гг.: 3 -1967 — 1954 гг., 1955 г.; 4— 1973— 1967 гг. (ff)

Сан-Фернандо с М- 6.4, которое произошло на расстоянии порядка 30 км от разлома Сан-Габриэль.
Важной особенностью СД-процессов является пульсационный характер их проявлений во времени. На рис. 1.8 представлены результаты^ повторных нивелирных наблюдений вдоль одного из профилей длиной порядка 5 км (Припятская впадина). Видно, что в период с 1985 по 1987 гг. происходит периодическая активизация геодинамических процессов с преимущественной активизацией одних и тех же разломных зон в форме различных типов аномалий.
Имеются многочисленные примеры, когда происходит перемежаемость периодов активизации и покоя [Кузьмин, 1999].
Так, на рис. 1.9 представлены результаты повторных нивелирных наблюдений вдоль
Рис. 1.8. Последовательность формирования основных типов деформационных аномалий в зоне разлома:
1              — кривые современных
вертикальных движений; 2 — пункты нивелирных наблюдений; 3              — область пара
метрических деформаций, формирующих р-аномалии; 4 область параметрических деформаций, формирующих у- аномалии; 5 — область параметрических деформаций, формирующих Х-аномапии; 6 — границы между стратиграфическими комплексами осадочного чехла; 7 — разломы по геолого-геофизическим данным; 8 — направление субвертикальной миграции параметрических деформаций во времени




нескольких локальных профилей (длиной порядка 5 км), расположенных в пределах северной части Припятской впадины. Как видно из графика, происходит периодическая активизация Сопроцессов (гамма-аномалии) и перемежаемость периодов активности и покоя с преимущественной активизацией одних и тех же раз- ломных зон.
Таким образом, локальные просадки земной поверхности (у- аномалии) в зонах разломов являются довольно распространенным явлением, но только в том случае, когда измерения проводятся высокоточными геодезическими методами с повышенной пространственно-временной детальностью.

Рис. 1.9. Пульсирующий характер СД-процессов в зонах разломов


 
<< | >>
Источник: Кузьмин Ю.О., Жуков В.С.. Современная геодинамика и вариации физических свойств горных пород. — 2-е изд., стер.. 2012

Еще по теме Пространственно-временная структура современных аномальных деформационных процессов:

  1. 3.3. Пространственно-временной континуум всеобщности субъекта
  2. Глава 8 Информационное обслуживание в пространственно-временном континууме
  3. Ю. Н. ПАХОМОВ. Ю. В. ПАВЛЕНКО. ЦИВИЛИЗАЦИОННАЯ СТРУКТУРА СОВРЕМЕННОГО МИРА Том I ГЛОБАЛЬНЫЕ ТРАНСФОРМАЦИИ СОВРЕМЕННОСТИ, 2006
  4. §167. Аномальные случаи владения
  5. Структура религиозного времени
  6. 8.1. БЮДЖЕТ ВРЕМЕНИ НАСЕЛЕНИЯ, ЕГО СТРУКТУРА
  7. 16.4. Временной аспект структуры сообществ — сукцессия
  8. 21.5. Развитие теории и современное законодательство о времени отдыха
  9. Глава VII. Аномальные виды обязательств
  10. § 4. СОВРЕМЕННЫЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ
  11. Вопрос 50 КТО ИЗ СПЕЦИАЛИСТОВ ПОСЛЕДНЕГО ВРЕМЕНИ ОКАЗАЛ СУЩЕСТВЕННОЕ ВЛИЯНИЕ НА СОВРЕМЕННЫЙ МЕНЕДЖМЕНТ?
  12. 2. Социальная структура современного российского общества
  13. § 1. Этносоциологическая структура современного российского общества
  14. ОСОБЕННОСТИ ПОЛИТИЧЕСКОГО ПРОЦЕССА В СОВРЕМЕННОЙ РОССИИ