Вариации комплекса физических параметров горных пород при подготовке землетрясений в Копетдагском сейсмоактивном регионе

  Динамика электрического сопротивления
Совокупность тектонических напряжений в области очага готовящегося землетрясения в первом приближении можно аппроксимировать одноосным сжатием в атмосферных условиях или при наличии всестороннего сжатия и порового давления. Для решения вопроса качественного соответствия условий эксперимента и натурных условий подготовки землетрясений авторами был взят период август—ноябрь 1979 г. На расстоянии 80 км от пункта полевых мониторинговых наблюдений за изменениями электрического сопротивления горных пород (методом скважинных переходных сопротивлений) 6 октября 1979 г. произошло землетрясение с энергией 1013 Дж (К = 13), которое предварялось аномальным изменением сопротивления [Жуков, Стаховская, Пономарев, 1990].

Подтверждением возможности сопоставления лабораторных данных физического моделирования и полевых данных служит рис. 7.9, где приведен временной ход сопротивления горных пород Pis до землетрясения и после него в сопоставлении с динамикой сопротивления образцов горных пород, полученной в ходе лабораторных испытаний по разрушению образцов известняка в атмосферных условиях (образец 4) и при наличии всестороннего и по- рового давления (образец 5).
Видно, что на начальных стадиях, как увеличения осевого сжатия образцов, так и подготовки землетрясения, происходит снижение сопротивления. Обусловлено оно образованием новых токопроводящих, заполненных поровой жидкостью трещин или уменьшением извилистости уже существующих. Незадолго до землетрясения, как и перед разрушением образцов, были отмечены знакопеременные вариации электрического сопротивления горных пород. Само землетрясение произошло в момент роста сопротивления.
Увеличение сопротивления отмечено и перед разрушением образца при сжатии его в атмосферных условиях (образец 4). В то же время сопротивление образца (образец 5), испытанного в условиях постоянного всестороннего (Рн = 60 МПа соответствует глубинам порядка 2—3 км) и порового давлений, продолжало уменьшаться
вплоть до его разрушения. Это «несоответствие» объясняется различными механизмами генерации аномалий, а также разными условиями, в которых находились эти образцы.
Рис. 7.9. Сопоставление изменений электрического сопротивления горных пород pis перед землетрясением и разрушением образцов Др

В первом случае возникновение новых трещин и/или увеличение объема трещин в условиях отсутствия дополнительного источника влаги приводит к росту сопротивления образца.
Во втором случае наличие порового давления (Рпор = 30 МПа) обусловило последовательное снижение сопротивления образца (образец 5), вплоть до момента его разрушения.
Процессы восстановления состояния материала образцов после их макроразрушения не были зарегистрированы при проведении лабораторных испытаний, и поэтому на нижних графиках нет восходящей ветви бухты.
Кроме того, глубина залегания горных пород (известняков), динамика электрического сопротивления Ap)8 которых показана на рис. 7.9, не превышает 600 м. Условия, в которых они находятся, больше соответствуют тем, что были осуществлены при проведении экспериментов на образце 4, и поэтому кривые предвестниковых изменений этих параметров максимально подобны друг другу.
Сопоставление изменений электрического сопротивления горных пород, полученных в полевых и лабораторных условиях, показывает реальную возможность переноса результатов лабораторных испытаний образцов в натурные условия, а следовательно, на возможность моделирования процессов подготовки землетрясений в лабораторных условиях.
Динамика электрических потенциалов
Рассмотрим временной ход электротеллурических потенциалов (ЭТИ) (рис. 7.10), регистрация которых проводилась, начиная с 1977 г., на Ашхабадском геодинамическом полигоне, тектоническая схема которого приведена ниже (рис. 7.11). В качестве электродов использовались свинцовые пластины, помещенные в бентонитовую глину и закопанные на глубине 2 м. Разности электротеллурических потенциалов регистрировали потенциометром КСП-4 между парами электродов, расположенных друг от друга на расстоянии 500—600 м в направлениях север—юг (CiK)]), восток— запад (Bi3i) или по диагонали (В|ЮЬ СД) [Жуков, 1984].
Можно выделить аномальные изменения ЭТП, произошедшие одновременно по многим компонентам (С1Ю1, В]3], Ci3b В|Ю|) в августе—сентябре 1978 г. (см. рис. 7.10, а). Они предваряли не

только два близких (А = 25 км) и относительно слабых (К - 11-12) землетрясения, произошедших 7 сентября 1978 г., но и сильное землетрясение с энергией Е = 1016 Дж от 16 сентября 1978 г. на удалении 550 км. Подобные, но более краткосрочные изменения ЭТП на нескольких парах электродов были отмечены и перед слабым (К = 108 Дж), но близким (А = 10 км) землетрясением 24 октября 1978 г. (см. рис. 7.10, б). Аналогичные краткосрочные изменения ЭТП были отмечены и перед землетрясениями 21 и 25 февраля 1982 г., эпицентры которых были на расстоянии 25 км от пункта наблюдений (см. рис. 7.10, ?).

Рис. 7.10. Аномальные изменения электротеллурических потенциалов, предваряющие землетрясения и активизацию современных геодинамических процессов



Спокойный ход графиков ЭТП был нарушен в марте 1981 г. аномалией амплитудой до 20 мВ и длительностью около 10 сут. Эта аномалия предваряла другое проявление активизации современных геодинамических процессов: 25 марта по данным свето- дальномерных измерений была отмечена подвижка (крип) по близлежащему Харварскому разлому (см. рис. 7.10, в). Аналогичные изменения отмечались и на других пунктах регистрации ЭТП не только Туркменистана [Жуков 1982, 1984; 1986; Авагимов и др.. 1986; 1988], но и Камчатки [Соболев, Морозов, 1970; Соболев и др., 1975; и др.], Кавказа, Греции, Японии, Китая и других сейсмоактивных регионов мира [Соболев, Демин, 1980; Соболев, Кольцов, 1988; Соболев, Пономарев, 2003; Рикитаке, 1979; Янагихара, Ио- симоцу, 1968; Corvin, Morrison, 1977; и др.].
Подробный анализ аномальных изменений ЭТП позволяет разделить их на три типа:
а)              кратковременные возмущения в виде всплесков длительностью несколько суток и амплитудой до 10—15 мВ;
б)              бухтообразные вариации длительностью до нескольких месяцев;
в)              ступенеобразные изменения уровня естественного электрического поля.
Практически все сейсмические события с энергией более чем Е = 109 Дж, зона подготовки которых охватывала станции ЭТП «Ашхабад» и «Коу-Ата», предварялись или сопровождались аномальными изменениями электротеллурических потенциалов [Жуков, 1984; 1986; Авагимов, Жуков и др., 1986].
Подробный анализ возможных причин возникновения этих аномалий показал, что основной вклад в их формирование вносят потенциалы приэлектродной поляризации, являющиеся помехами, и потенциалы, сопровождающие физико-химические процессы верхней части геологического разреза [Жуков, 1982]. Из них наиболее значимыми являются потенциалы, обусловленные фильтрацией жидкости (электрокинетический эффект), и потенциалы, сопровождающие процессы образования трещин при деформации. Последние, как было показано в работах [Пархоменко, 1968; Пономарев, 1983; Жуков, 1984, 1986; Жуков, Пономарев, 1990; Соболев, Демин, 1980; и др.], вносят основной вклад и в формирование аномалий естественного электрического поля при деформации и подготовке разрушения образцов горных пород.


Динамика комплекса геофизических параметров при подготовке землетрясения
В качестве одного из возможных вариантов отражения динамики комплекса физических параметров горных пород при подготовке землетрясений рассмотрим изменения во времени геофизических полей на Ашхабадском геодинамическом подгоне (р^ис. 7.11), предшествовавшие землетрясению с энергией 10 Дж (              )
магнитудой М= 4,9, произошедшему на удалении 105 км. Очаг э го землетрясения находился в зоне Гермабского глубинного разлома_ В районе Передового разлома, который примыкает к Гермаб- скому проводились наблюдения за изменениями во времени электрического сопротивления горных пород методами зондирования становлением магнитного поля (ЗСМ) и скважинных переходных сопротивлений (СПС). Зона проявления предвестников этого землетрясения охватывала пункты наблюдений.
Рассмотрим особенности временного хода комплекса геофизических параметров, предшествовавших землетрясению (рис. /.12).

Рис 7 11 Тектоническая схема Ашхабадского геодинамического полигона
. - »,ь, тектонических нарушений; 2 - Р™ Фgt;
3 - надвиг; 4 - крупные разломы Копетдага; 5 - станция ЭТГ1, 6 - эпицентры зем


летрясении
196
По мере увеличения времен становления магнитного поля (т = 0,2 с, т = 4,0 с), то есть глубины зондирования, амплитуда изменений сопротивления становится больше. Наибольшие амплитуды отмечались для времен зондирования 3—5 с, что соответствует кровле известняков мапьм-неокомского возраста. Они обводнены лишь в зонах нарушений, причем степень влагонасыщенности зависит от степени раскрытия или сжатия разлома, что в свою очередь определяется уровнем приложенных тектонических напряжений и деформаций, обусловленных современными геодинамическими процессами.
По данным метода СПС (г8_ ]8) и ЗСМ (п. 1) наблюдалось снижение сопротивления в течение двух месяцев на малых временах и пяти месяцев на больших временах. Уменьшение сопротивления достигало 40 %. Наблюдаемые различия длительности и амплитуды аномалий сопротивления можно считать результатом различия геоэлектрических и механических свойств пород, слагающих разрез.
Анализ данных полевых наблюдений изменений сопротивления и сопоставление с другими геофизическими параметрами (изменение уровня воды АН в скважине 2Г, деформации зоны разлома в поперечном направлении (линия L = 1532 м), изменение отношения скоростей продольных и поперечных волн Vp/Vs, выделение сейсмической энергии X Еу в радиусе 50 км от Бахардена и Ашхабада (рис. 7.12)) позволяют предложить следующие стадии процесса подготовки землетрясения.
Стадия I. Происходит снижение сопротивления рт (т = 4 с п.1 ЗСМ), обусловленное, вероятно, упорядочением системы трещин и увеличением влагонасыщенности на глубинах 3—5 км — параметрическая активизация зоны разлома. При этом происходит сжатие земной поверхности в районе измерения сопротивлений (уменьшение длины линии L = 1532 м, измеряемой светодальномером) и незначительное повышение уровня воды в скважине 2Г.
Стадия II. Когда активизация разлома достигает глубины 1—2 км, отмечается снижение сопротивления рт (х = 0,2 с п. 1 ЗСМ) и г8              is • При этом возрастает сжатие земной поверхности (умень
шение линии L = 1532 м), стабилизируется уровень воды в скважине 2Г и начинается рост сейсмичности Е Еу в зоне радиусом 50 км вокруг Бахардена (ближняя зона очага землетрясения).


Рис. 7.12. Совокупность геофизических параметров Ашхабадского геодина- мического полигона, предварявших землетрясение 6 октября 1979 г.



Стадия III. Начинается рост сопротивления, активизация разлома достигает поверхности. В нижней части разлома в это время, вероятно, происходят сжатие и вытеснение воды вверх по разлому и в стороны. При этом отмечается сначала рост сопротивления рт (т = 4 с п. 1 ЗСМ), а затем и гamp; .|8.
Стадия IV. Активизация разлома охватывает его полностью, нарушается его устойчивость. Происходит смена знака деформирования зоны разлома (L = 1532 м) и резкое снижение уровня воды в скважине 2Г. Затем происходит вытеснение глубинных вод в горные породы, окружающие разлом, что сопровождается уменьшением г%_ ,18 вплоть до момента, когда пресная (поверхностная) вода, проникая в разлом из верхнего (приповерхностного) водоносного горизонта, не достигнет зоны скважины 18 Р (расположена на удалении 2 км от Передового разлома) и не вызовет увеличения сопротивления /v is. Сопротивление р, (т = 4 с и т = 0,2 с п. / ЗСМ) увеличивается на 30—50 %, а сопротивление rg is — на 4—5 %. Обусловлено это может быть проникновением пресной воды в зону разлома. Некоторое запаздывание во времени вариаций сопротивления от деформационных аномалий, очевидно, связано с инертностью гидрогеологического фактора водонасыщенности [Авагимов, Лыков, 1982]. Произошедшая относительная разгрузка пород способствовала возникновению некоторой паузы между описанными выше стадиями подготовки и главным толчком землетрясения.
Сопоставление графиков электрического сопротивления и деформаций приводит к выводу о подобии их временного хода. Резкое изменение сопротивления произошло после смены знака деформирования зоны разлома. Подобная ситуация рассматривалась и в работе [Мячкин, Воевода, 1975]. Общеизвестно, что процессы возникновения и развития упорядоченной системы трещин происходят как в гауч-зоне, так и в тектонической брекчии. И по мере приближения к моменту скольжения образующаяся система трещин приводит к снижению электрического сопротивления зоны разлома. Смещение берегов разлома приводит к разрушению этой системы вновь образованных трещин, и электрическое сопротивление зоны разлома резко увеличивается.
Интересно также проследить влияние изменений поля тектонических напряжений и деформаций на динамику некоторых геофизических параметров. Для этого сопоставим приведенные на
199

рис. 7.12 изменения сейсмичности ? Е1 вокруг Ашхабада и Бахар- дена в зонах радиусом 50 км.
Для Ашхабадского участка характерны минимальные значения выделяемой сейсмической энергии ? Еу. В отличие от него на Ба- харденском участке, куда вошла и очаговая зона землетрясения, вначале (июль—август) наблюдается «сейсмическое затишье» — ослабление сейсмической активности, а затем (сентябрь—октябрь) ее увеличение. Этот факт хорошо согласуется с увеличением интенсивности тектонических касательных напряжений в период максимального развития трещин [Осокина, Цветкова, 1979].
Г рафик изменения во времени соотношения скоростей распространения упругих продольных и поперечных волн Vp/Vs отражает отклонение этого соотношения от среднего значения, равного 1,73. Из него также видно, что на стадии I происходит аномальное снижение Vp/Vs, а затем, на стадиях II, III и IV, отмечены повышенные значения, обусловленные тем, что на некотором удалении от главного разрыва трещины закрываются и восстанавливается интегральный динамический модуль упругости.
Таким образом, на основе анализа и сопоставления динамики физических параметров горных пород и геофизических полей продемонстрирована эффективность комплексной интерпретации результатов при исследовании процессов подготовки землетрясений.


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

Еще по теме Вариации комплекса физических параметров горных пород при подготовке землетрясений в Копетдагском сейсмоактивном регионе:

  1. Кузьмин Ю.О., Жуков В.С.. Современная геодинамика и вариации физических свойств горных пород. — 2-е изд., стер., 2012
  2. § 2. ВОДОПРОНИЦАЕМОСТЬ И ДРУГИЕ СВЯЗАННЫЕ С НЕЙ ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД
  3.   § 1. СОСТОЯНИЕ И ВИДЫ ВОДЫ В ГОРНЫХ ПОРОДАХ
  4. Г л а в а 1 МЕТОДЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ВОЗРАСТА ГОРНЫХ ПОРОД
  5. Свойства горных породи их роль в рельефообразовании
  6. МЕТОДЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ИЗОТОПНОГО ВОЗРАСТА ГОРНЫХ ПОРОД
  7. § 1. ФОРМЫ ЗАЛЕГАНИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД
  8. МЕТОДЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ОТНОСИТЕЛЬНОГО ВОЗРАСТА ГОРНЫХ ПОРОД
  9. СВЕДЕНИЯ О ГОРНЫХ ПОРОДАХ (ПЕТРОГРАФИЯ)
  10. § 2. МЕТАМОРФИЗМ ГОРНЫХ ПОРОД, ЕГО ВИДЫ И СВЯЗАННЫЕ С НИМ ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ