Мониторинг деформационного состояния сейсмоактивных объемов земной коры по первым вступлениям продольных волн слабых землетрясений

Мострюков, Александр Олегович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Мониторинг деформационного состояния сейсмоактивных объемов земной коры по первым вступлениям продольных волн слабых землетрясений
ВАК РФ 25.00.10, Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Мониторинг деформационного состояния сейсмоактивных объемов земной коры по первым вступлениям продольных волн слабых землетрясений"

на правах рукописи

Мострюков Александр Олегович

Мониторинг деформационного состояния сейсмоактивных объемов земной коры по первым вступлениям продольных волн слабых землетрясений

Специальность 25.00.10 - Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата физико-математических наук

2 5 ОКТ 2012

Борок 2012

005053780

Работа выполнена в Геофизической обсерватории «Борок» - филиале Федерального государственного бюджетного учреждения науки Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН.

Научный руководитель: Лыков Виктор Иванович

доктор физико-математических наук

Официальные оппоненты: Татевосян Рубен Эдуардович,

доктор физико-математических наук, Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН (ИФЗ РАН), главный научный сотрудник Чепкунас Любовь Сергеевна кандидат физико-математических наук, Геофизическая служба РАН, г. Обнинск, ведущий научный сотрудник

Ведущая организация:

Открытое акционерное общество «Проектно-изыскательский и научно-исследовательский институт «Гидропроект» имени С. Я. Жука», г. Москва

Защита состоится ¿¿¿(Л2012 г. : && на заседании

диссертационного совета Д 002.001.01, созданного при Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН по адресу: 123995, ГСП-5, Москва, Д-242, ул. Большая Грузинская, д. 10, строение 1, ИФЗ РАН.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИФЗ РАН.

Автореферат разослан « >> / 2012 г.

Ученый секретарь диссертационного совета кандидат физико-математических наук

/О.В.Пилипенко/

ОК1ИАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность проблемы

При образовании трещин и разрывов в горных породах под действием приложенных напряжений возникают упругие колебания, которые распространяются в среде. Размеры нарушений сплошности, в зависимости от масштаба разрушения, могут меняться в очень широких пределах - от микротрещин до громадных разрывов при сильных землетрясениях.

В настоящее время при изучении сейсмического режима важную роль играет распределение повторяемостей землетрясений по энергии или магнитуде. Такое распределение впервые было получено Гутенбергом и Рихтером для землетрясений всего земного шара. Ю. В. Ризниченко в качестве характеристики периодичности появления землетрясений ввел меру рассеяния повторяемостей землетрясений: близость этой величины к единице означает независимость проявления землетрясений во времени, увеличение соответствует появлению роев и групп землетрясений, а уменьшение -приближению к строгой периодичности.

Задачи изучения динамики земной коры и прогноза землетрясений предполагают знание процессов нагружения среды и ее реакции на эти воздействия. Поэтому определение напряженно-деформационных характеристик массивов горных пород должно быть составной частью исследований в этих областях знаний. Слежение за изменениями деформаций поверхности достаточно успешно проводятся с помощью методов повторной триангуляции, светодальнометрии, ОРБ-наблюдений и т.п. Но необходимо следить и за способностью массивов горных пород сопротивляться нагрузке, их жесткостью, т.е. за параметрами, являющимися аналогом модуля Юнга для механики сплошных сред. Массивы горных пород в общем случае являются анизотропной средой, раздробленной произвольно ориентированными разломами и трещинами на блоки разных размеров. Она представляет собой иерархически организованную блочную среду, способность нести нагрузку, которая в основном будет определяться не только прочностью породы блоков, а и трением на границах и их ориентацией. Очевидно, что эти условия в реальной геологической среде зависят от многих факторов и будут меняться как во времени, так и в пространстве. Так как прямых методов наблюдений за указанными свойствами пока не существует, требуется найти параметр (или группу параметров), способных отразить изменение свойств среды. Таким параметром может стать оценка доли хрупкого разрушения (образования новых сколовых трещин) в общем процессе деформирования изучаемого объема. Согласно теории лавинонеустойчивого трещинообразования (ЛНТ) известно, что хрупкое разрушение преобладает на стадии деформирования объема как монолитного тела, затем начинается пластическая деформация с основным вкладом движений по уже существующим трещинам, а

непосредственно перед разрушением образца происходит консолидация (упрочнение) массива, в котором и развивается генеральный разрыв.

Цель работы Обоснование возможности оценки жесткости сейсмоактивных объемов, разработка метода мониторинга интегральной жесткости массивов земной коры и демонстрация его возможностей при использовании на реальных геологических объектах.

Научная новизна работы

1. Показано, что соотношение актов хрупкого и вязкого разрушения в сейсмоактивном объеме земной коры отражает интегральную степень жесткости массива, динамика жесткости отражает процессы деформирования и разрушения, а на их фоне - процессы формирования очагов сильных землетрясений.

2. Обнаружено, что аномалии интегральной жесткости могут использоваться как один из среднесрочных признаков подготовки сильного землетрясения.

3. Показано, что для очаговых зон сильных землетрясений, произошедших вне тектонически-активных региональных разломов, характерно резкое повышение жесткости на афтершоковой стадии. На этом фоне сильные афтершоки предваряются аномальными понижениями жесткости, аналогичными предвестникам основных землетрясений.

4. Обнаружена связь аномалий параметра интегральной жесткости, вызванных изменением доли вулканических землетрясений, с интенсивностью поверхностных деформаций вулканических объектов.

Научная и практическая ценность работы

В диссертации рассматривается одна из фундаментальных задач геофизики - выявление закономерностей развития очагов землетрясений и отражение этого процесса в физических полях. Научная ценность работы заключается в разработке метода мониторинга прочностных свойств сейсмоактивных массивов горных пород по данным оперативных бюллетеней локальных сейсмических сетей. Выяснены границы применимости и ограничения метода. Продемонстрирована работоспособность метода для изучения свойств среды на данных локальных сейсмических сетей регионов с разломной тектоникой и для оперативного мониторинга вулканических объектов.

На защиту выносятся следующие положения и научные результаты:

Временные изменения параметра жесткости связаны с процессами формирования очагов сильных землетрясений.

2. Обнаружен эффект бухтообразного поведения параметра интегральной жесткости, вычисляемого по слабым землетрясениям, перед сильными землетрясениями. Длительность эффекта зависит от магнитуды готовящегося землетрясения, поэтому эффект может использоваться как один из среднесрочных прогностических признаков.

3. Выявлено, что для афтершоковой стадии сильных землетрясений, произошедших вне тектонически-активных региональных разломов, характерно резкое увеличение значений параметра интегральной жесткости. На этом фоне сильные афтершоки предваряются аномальными бухтообразными изменениями параметра, аналогичными предвестникам основных землетрясений.

4. Показана связь аномалий параметра интегральной жесткости, вызванных повышением доли вулканических землетрясений, с интенсивностью поверхностных деформаций вулканических объектов.

Апробация результатов работы

Основные результаты исследований по теме диссертации докладывались и обсуждались на следующих международных и отечественных научных конференциях: V Всероссийская школа-семинар "Физические основы прогнозирования разрушения горных пород", Борок, 1994; ESC XXV General Assembly, Reykjavik, Iseland, 1996; XXIX General Assembly of IASPEI, Thessaloniki, 1997; Международная научно-практическая конференция «Урбанизация и землетрясения», Ашхабад, 1999; XXII General Assembly of the International Union of Geodesy and Geophysics IUGG99 1999; XXV General Assembly EGS, Nice, France, 2000; The international Workshop " Tsunami-Risk Assessment Beyond 2000", Moscow, 2000; Международная конференция "Геодинамика и напряженное состояние недр Земли", Новосибирск, 2001; Международная конференция «Научное наследие академика Г.А. Гамбурцева и современная геофизика», Москва, 2003; International Conference on Problems of Geocosmos, St.Petersburg, 2004; VII международная школа-семинар "Физические основы прогнозирования разрушения горных пород" Борок, 2005; International Union of Geodesy and Geophysics (IUGG) XXIV General Assembly, Perugia, Italy, 2007; Российская конференция «Международный Геофизический Год и среднеширотные геофизические наблюдения начала 21 века», Борок, 2007; «Разломообразование и сейсмичность в литосфере: тектонофизические концепции и следствия», Иркутск, 2009; VIII международная школа-семинар "Физические основы прогнозирования разрушения горных пород". СПб, 2010; XXXIII General Assembly of the European Seismological Commission, Moscow, 2012.

По теме диссертации опубликовано 38 научных работ, из них 9 в российских и зарубежных реферируемых журналах.

Получен патент: Лыков В.И., Мострюков А.О. Способ слежения за соотношением хрупкого и вязкого типов разрушения в очагах землетрясений сейсмоактивных объёмов горных пород. Патент № 2200335 (приоритет от 18.05.98) // Бюллетень открытий и изобретений, №7 из-во «Роспатент». 5 марта 2003.

Личный вклад автора

Результаты, изложенные в диссертации, получены автором самостоятельно. Автором поставлен ряд задач формирования каталогов, разработки критериев отбора и границ применимости метода, проведен анализ получаемых результатов. Автором разработаны алгоритмы обработки сейсмологических бюллетеней и каталогов, выбраны методы анализа, наиболее адекватные используемым данным и решаемым задачам.

Структура и объем работы

Диссертация состоит из введения, 4 глав, заключения и списка литературы, насчитывающего 133 наименования. Работа содержит 129 листов, включая 26 рисунков и 16 таблиц.

Благодарности

Автор глубоко признателен В.И.Лыкову за руководство и непосредственное участие в исследованиях. Выражаю особую благодарность В.А.Петрову и Р.Н.Петровой за внимание и помощь в работе с каталогами, А.В.Патонину и А.А.Гурьеву за поддержку при проведении экспериментов. Очень полезным было обсуждение различных сторон работы с О.И.Силаевой и С.Д.Виноградовым. Автор выражает самую искреннюю благодарность чл.-корр.РАН Г.А.Соболеву за поддержку на всех этапах исследований и доброжелательную критику.

Значительный объем исследований был поддержан грантами РФФИ №№ 96-05-64574, 99-05-64953, 99-05-65622, 02-05-64517, 10-05-00908.

СОДЕРЖАНИЕ ДИССЕРТАЦИИ

Во введении кратко охарактеризованы проблемы, определяющие актуальность темы диссертации. Сформулированы цели и задачи работы, ее научная новизна и практическая ценность, приведены основные защищаемые положения.

Глава 1. Хрупкое и пластичное разрушение материалов и характер излучения при различных типах разрушения

В первой главе приведен обзор литературы, посвященный исследованию физики разрушения твердых тел, вопросам лабораторного моделирования процессов в очагах землетрясений, исследованию акустического излучения как аналога сейсмических волн, рассмотрены

теоретические аспекты зависимости крутизны первых вступлений продольных волн от состояния среды в очаге землетрясения.

Разрушение - это процесс накопления повреждений, происходящий во времени и в пространстве. Заканчивается этот процесс потерей несущей способности из-за потери сплошности. Один и тот же материал при разных условиях (температура, давление, скорость нагружения, вид напряженного состояния и т.д.) может разрушаться в одних случаях хрупко, а в других -вязко. Поэтому хрупкость и пластичность - это не столько физические свойства материала, сколько его состояние. Переход материала из пластичного в хрупкое состояние возможен как при изменении его физических свойств (например, температуры), так и при изменении напряженного состояния. Хрупкое разрушение, в результате которого образуются внутренние трещины, обычно происходит в условиях, когда сохраняется жесткость, т.е. сохраняется несущая способность массива. Вязкое разрушение доминирует на стадии пластического течения. Преобладание в сейсмогенном трещинообразовании хрупкого или вязкого типов разрушения характеризует степень жесткости объёмов земной коры. Как показали В.И.Мячкин, Б.В.Костров и др., земная кора при любом уровне, виде и длительности нагружения необратимо деформируется за счет хрупкого и вязкого разрушения. Хрупкое и вязкое разрушения могут быть независимыми актами трещинообразования, а также в том или ином сочетании участвовать в образовании трещины. В реальных условиях длительного и квазипостоянного нагружения в недрах земной коры в силу ее гетерогенности и действия прямых и обратных процессов: образование и залечивание трещин, раскрытие и закрытие трещин, уменьшение и возрастание трения на поверхности трещины, в объемах разного масштаба может наблюдаться преобладание то хрупкого, то вязкого типов разрушения. Это может отражать процесс деформирования, представляющий интерес для задач геодинамики и прогноза землетрясений.

Размеры нарушений сплошности в зависимости от масштаба разрушения, меняются в широких пределах - от маленьких трещин при разрушении образцов горных пород до громадных разрывов при сильных землетрясениях. Подобие разрушения на разных масштабных уровнях позволяет изучать процессы подготовки и развития очага землетрясения в лабораторных экспериментах. В экспериментальных и теоретических работах показано, что чем ближе вид разрушения к хрупкому, тем выше скорость смещения берегов трещины и тем больше крутизна фронта прямой продольной волны. Отсюда следует вывод о том, что чем ближе тип разрушения в очаге землетрясения к хрупкому, тем выше вероятность того, что на сейсмограмме данного землетрясения будут определены знаки первых вступлений и на большем расстоянии от источника. Хрупкое и вязкое разрушения могут быть независимыми актами трещинообразования, а также в том или ином сочетании участвовать в образовании трещины. Для

землетрясения Б.В. Костров предлагает термин "квазихрупкое разрушение". Соотношение хрупкого и вязкого разрушения должно характеризовать деформационное состояние земной коры. Так, из лабораторных исследований известно, что в процессе роста нагружения испытуемый образец переходит из стадии упругого деформирования в стадию пластического течения, и хрупкое образование микротрещин, преобладающее на первой стадии, сменяется преимущественным вязким скольжением в микрозонах повышенной пластичности на второй стадии. В случае длительного и квазипостоянного нагружения в недрах земной коры в силу ее гетерогенности в объемах разного масштаба спорадически могут возникать условия для преобладания то хрупкого, то вязкого типов разрушения, что может отражать эволюцию процесса деформирования и представляет собой объект исследований, интересный с позиций геодинамики и прогноза землетрясений. Примеры излучений от источников с разным типом разрушения для реальных землетрясений и лабораторного моделирования представлены на Рис. 1.

Рис.1. Примеры сейсмических и акустических записей. Слева -сейсмограммы природных землетрясений, справа - записи ультразвуковых импульсов в лабораторном эксперименте. Верхний ряд демонстрирует сигналы от очагов с большой долей пластической деформации, нижний — от очагов с хрупким разрушением.

С развитием локальных сетей сейсмических станций на территориях сейсмоопасных зон с высокой фоновой активностью появляется возможность постановки новых, ранее не ставившихся задач. Так, если найти возможность извлекать из сейсмограмм слабого (М < 4.0) землетрясения информацию о напряженно-деформационном состоянии среды, в которой оно произошло, то при достаточно высоком уровне сейсмической активности и высокой разрешающей способности сети становится реальным слежение за

изменением состояния сейсмических объемов среды и, возможно, за процессами подготовки сильных землетрясений.

Выводы:

1. В силу разнородности минерального состава и трещиноватости в массивах горных пород при любом напряженном состоянии может происходить с разной степенью вероятности как хрупкое, так и вязкое локальное разрушение. В образовании реальных трещин хрупкий и вязкий механизм разрушения принимают участие в разных сочетаниях.

2. Хрупкое трещинообразование является прерогативой жестких тел, поэтому оно превалирует над вязким разрушением на стадии упругого деформирования и исчезает на стадии пластического течения.

3. Скорость смещения берегов трещины максимальна при хрупком разрушении и уменьшается по мере увеличения вклада в трещинообразование вязкого разрушения.

4. Скорость смещения берегов трещины определяет крутизну фронта излучаемой продольной волны Р.

Глава 2. Соотношение хрупкого и вязкого типов разрушения горных пород в очагах землетрясений земной коры

Во второй главе приводится описание предлагаемого метода оценки интегральной жесткости сейсмоактивных массивов горных пород, рассматриваются вопросы границ применимости и ограничения метода для использования данных локальных сейсмических сетей, приводятся примеры использования метода для разных регионов и сейсмических сетей.

Из всего множества методов, практикуемых на специализированных прогностических полигонах в тектонически и сейсмически активных областях, наиболее близок к предлагаемому способу один: определение доли вязкого скольжения при образовании сейсмогенерирующей трещины по различию в магнитудах землетрясения, определяемых по объёмным (продольным и поперечным) волнам и поверхностным волнам. Недостаток метода заключается в том, что для анализа используют волны, формирующиеся вне очага. Так, поверхностные волны образуются вблизи поверхности Земли и их интенсивность очень сильно зависит от глубины очага. Основная цель предлагаемого метода - обеспечить возможность слежения за изменениями свойств сейсмоактивного массива горных пород для изучения процессов деформирования и разрушения, а на их фоне -процессов формирования очагов сильных землетрясений, извержений вулканов, горных ударов.

Как было показано в первой главе, чем ближе тип разрушения в очаге землетрясения к хрупкому, тем больше вероятность для каждой сейсмостанции зарегистрировать знак первого вступления. В сейсмологических бюллетенях кроме факта регистрации знака первого вступления продольной волны обычно приводится оценка качества первого вступления (1 - четкое, е - нечеткое, Я - неразличимое) или весовой код

(Assigned P weight code). Таким образом, для каждого землетрясения можно вычислить параметр RG = ZW/N, где SW - суммарный вес оценки качества вступления, N - количество сейсмических станций, зарегистрировавших первое вступление продольной волны. Так как каждое землетрясение характеризует преимущественный тип разрушения в данном объеме земной коры, т.е. степень жесткости объема горных пород, в котором образовался очаг, размер которого пропорционален излучаемой энергии, то совокупность очагов землетрясений, сконцентрированных в сейсмоактивном массиве, позволяет по параметрам RG оценить близость горных пород к хрупкому или пластичному состоянию. Этот безразмерный параметр мы назвали параметром интегральной жесткости массива в фиксированном интервале времени, который не является истинной оценкой жесткости в строго физическом смысле, но отражает деформационные свойства среды.

Под сейсмоактивным объемом горных пород понимают массив пород земной коры и верхней мантии, в котором фиксируются землетрясения в широком диапазоне энергий (магнитуд). Известно, что, чем меньше магнитуда, тем чаще происходят землетрясения. Для выяснения характера излучаемых из очага сейсмических волн целесообразно привлекать землетрясения, которые фиксируются как минимум десятью станциями. Это условие определяет нижний предел магнитуд, который в каждом сейсмоактивном регионе сугубо индивидуален, т.к. зависит от плотности и чувствительности сети сейсмостанций. Для изучения пространственно-временных вариаций минимальные размеры пространственного окна осреднения выбирают в зависимости от требуемой детальности анализа. Его размеры и периоды повторяемости землетрясений определяют продолжительность интервала времени, в течение которого в данном объеме будут зафиксированы очаги как минимум пяти землетрясений. Этот интервал и будет являться окном осреднения по времени.

Для апробирования метода мониторинга интегральной жесткости сейсмоактивных массивов горных пород был выбран штат Калифорния (США), где очень высока фоновая активность на уровне землетрясений с М < 3.0, что позволяет получить плотные по информационной насыщенности временные ряды данных. Уровень фоновой сейсмичности определяет степень детальности районирования активных территорий, предельную дискретность временных рядов, а так же окна осреднения при двумерном (время - глубина) сканировании параметров деформационного состояния отдельных массивов. Начиная с 1980 года, сейсмическая сеть обеспечивает для зоны разлома Сан-Андреас (полоса 460x150 км) уверенную регистрацию слабых землетрясений, начиная с магнитуды, равной 1.0 (Рис.2). В 2010 году сеть содержала около 800 высокочувствительных телесейсмических станций. На основании данных из станционных бюллетеней был сформирован каталог землетрясений, содержащий для каждого события помимо стандартной информации (время, координаты, глубина, магнитуда) данные о количестве

станций, зафиксировавших данное землетрясение и весовую функцию надежности регистрации. Каталог регулярно пополняется и в настоящее время содержит информацию более чем о 740 ООО событий за период с

Рис. 2. Сейсмическая сеть Северной Калифорнии Т^СБМ Треугольниками показаны сейсмические станции.

Главная специфическая черта сейсмичности Северной Калифорнии -это высокая активность зоны разлома Сан-Андреас и спад ее в обе стороны от разлома. С востока параллельно разлому Сан Андреас находится также

протяженная по простиранию зона разломов горной системы Сьерра-Невада, где фоновая активность несколько ниже, но очень сильные землетрясения здесь происходят так же. За один год на территории Северной Калифорнии происходит в среднем 10 землетрясений с М = 4.0, 100 землетрясений с М = 2.5, и свыше 1000 землетрясений с М = 1.0 (Рис.ЗА). Для всех землетрясений выбранного района построена зависимость логарифма количества станций, зарегистрировавших землетрясение, от магнитуды землетрясения. Линейная часть совокупности точек аппроксимирована линейно-логарифмической зависимостью. В области больших магнитуд количество станций должно стремиться к общему количеству станций в сейсмической сети, однако, как видно из графика на Рис.ЗВ, этот предел не достигается для землетрясений с М < 4. Нижнюю границу используемых магнитуд определим из полученной зависимости для 10 станций: Мт{п &0.5.

3 4

Магниту да Магнитуда

Рис. 3. А - количество землетрясений в магнитудных диапазонах 0.1 за год для 1976 и 2000 годов, В - зависимость количества сейсмостанций, зарегистрировавших землетрясение, от его магнитуды для зоны разлома Сан-Андреас в 2000 году.

Обнаружен эффект бухтообразного поведения параметра интегральной жесткости, вычисляемого по слабым землетрясениям, перед сильными землетрясениями. Возможность выделения предвестниковой аномалии обеспечивается наличием отрицательного экстремума, от момента появления которого начинают отсчет времени до ожидаемого сейсмического события. Длительности развития аномалий жесткости пропорциональны энергиям землетрясений. Благодаря этому, оценку энергии ожидаемого события осуществляют, используя зависимости типа:

(Т) = к-М- С

где: Т - время развития предвестника, отсчет которого начинают с момента прохождения минимума значений интегральной жесткости;

М - магнитуда землетрясения;

к, С - постоянные коэффициенты, экспериментально определяемые для конкретного региона.

На рисунке 4 приведены данные по 16 предвестниковым аномалиям Северной Калифорнии, проанализированных в диссертации, и их

4.0 5.0 6.0 7.0

Мздпйийе

Рис.4. Зависимость длительности предвестниковой аномалии от магнитуды готовящегося землетрясения для Северной Калифорнии, США.

Выводы:

1. Предложен параметр интегральной жесткости, который показывает соотношение актов хрупкого и вязкого разрушения в сейсмоактивном объеме земной коры и отражает интегральную степень жесткости массива, динамика жесткости связана с процессами деформирования и разрушения, а на их фоне - с процессами формирования очагов сильных землетрясений.

2. Обнаружен эффект понижения параметра интегральной жесткости для слабых землетрясений и следующего за ним повышения перед сильными землетрясениями, который может использоваться как один из среднесрочных прогностических признаков.

Глава 3. Интегральная жесткость по данным локальных сейсмических сетей Калифорнии (США) для района разлома Сан-Андреас

В Главе 3 рассматриваются результаты анализа интегральной жесткости по данным локальных сейсмических сетей Калифорнии (США) для района разлома Сан-Андреас, исследуются изменения параметра жесткости различных участков разлома с разной скоростью криповых смещений, поведение жесткости среды при подготовке сильных землетрясений региона и их афтершоковых стадий.

Как было показано в предыдущей главе, наиболее представительные данные содержатся в каталоге местных землетрясений Северной Калифорнии (34°-42°N, 115°-126°W) Northern (':i]ifornia J;;irilH|ii;ikc_nat;iJ'ciiler. Здесь развита, пожалуй, одна из наиболее плотных сетей сейсмических станций, большинство из которых телеметрические. Количество станций от года к году систематически увеличивалось. В последние годы сейсмическая сеть обеспечивает для зоны разлома Сан-Андреас (полоса 460x150 км) уверенную регистрацию слабых землетрясений, начиная с магнитуды, равной 1.0. При средней активности 1000 землетрясений в месяц появляется возможность осуществлять районирование территории по параметру RG и мониторинг состояния земной коры.

Сейсмический режим территории С. Калифорнии характерен тем, что фоновая сейсмичность наиболее интенсивна в узкой полосе вдоль разлома Сан-Андреас, убывая при удалении от него в обе стороны и также по глубине, что позволяет считать сейсмоактивной толщей только верхнюю часть (до 20 км) земной коры. Сейсмическая сеть, развиваясь во времени, с 1970 года обеспечивает на территории С. Калифорнии регистрацию слабой сейсмичности вдоль всей протяженности прямолинейного участка разлома Сан-Андреас. В районе Eureka (40°N, 124°W) кондиционная сеть начинала работать с 1975 года, а в районе магматического очага Long Valley (37.5°N, 118.5°W) - с 1978 года, поэтому структуру сети необходимо учитывать при анализе (Рис. 5). Для контроля деформационной ситуации в зоне квазипрямолинейного участка разлома Сан-Андреас на территории С. Калифорнии были выбраны три участка (Рис.5). С севера на юг: Santa Rosa с координатами 38° - 40° N, 122° - 124° W; Loma Prieta 36.45° - 37.45°N, 121.25° - 122.25°W; Parkfield 36° - 36.5°N, 120.5° - 121 °W, которые не перекрывают друг друга и, следовательно, обеспечивают независимые выборки землетрясений.

Рис. 5. Схема региона с участками анализа (заштрихованные прямоугольники) и эпицентрами землетрясений с магнитудами больше 5.0.

На рис.6 представлены графики зависимости от времени: параметра жесткости RG, энергии землетрясений Е2/3, количество землетрясений в заданный интервал времени и вариации наклона графика повторяемости. Сейсмическая энергия представлена в виде значений ZE273, которые пропорциональны суммарной площади сейсмогенных разрывов. На графиках RG(t) видна общая для всех трех участков тенденция повышения жесткости, осложненная в конце 1974 года значительным временным снижением. Наиболее четко аномальное снижение жесткости практически на всей территории С. Калифорнии наблюдалось в период 1974 - 1979 годов к югу от 40°N. После 1979 года наблюдается восстановление тенденции к возрастанию жесткости вплоть до 1990 года.

RG b-velue

1.0 -,- 4 0

Energy N earthq.

10000

82 84 86 88

Vá? » 5.5» 5.2

i \ ......-

' 1 . Г /1 , 1E+00S

100

SO 92 94 1E+011 -a-

10000

- I lapaMcip интег ральной жесткости (RG)

Наклон графика Кол-во землетрясений .....повторяемости

---Суммарная энергия ЕЕМ Л . , Землетрясения М > 5

Рис. 6. Графики зависимости параметра жесткости RG, энергии землетрясений ЕЕ2/3, их количества UV и наклона графика повторяемости Ь-value для участков: a) Santa Rosa, b) Loma Prieta, с) Parkfield.

Как отразилась аномалия жесткости в сейсмическом режиме зоны разлома? Видно, что аномальному понижению жесткости соответствует

увеличение углов наклона графиков повторяемости. Анализ показал, что это произошло за счет увеличения числа землетрясений с М=2±0.5 по сравнению с землетрясениями с М > 3. По параметру EE2/3=f(t) аномальный период практически не отмечается.

На участке Santa Rosa (Рис.6) систематический подъем кривых EN и ЕЕ2/3 в период до 1976 года с асимптотическим выходом на квазипостоянные уровни можно объяснить как эффект, связанный с развитием сети станций, что следует из информации о сети в каталоге. Аномальное понижение жесткости наблюдается на фоне систематического приращения параметров ZN и ЕЕ2'3, что доказывает слабую зависимость определений параметра RG по предложенной методике от структуры сейсмической сети. Аномалия пониженной жесткости приурочена к зоне прямолинейного участка разлома Сан-Андреас и является реакцией именно этого тектонического элемента на региональный геодинамический процесс, так как земная кора к северу (район Eureka) сохраняла пониженную жесткость до 1984 года.

В предыдущей главе отмечалось, что сильным землетрясениям предшествуют пространственно приуроченные к ним понижения жесткости, длительности которых пропорциональны магнитудам землетрясений. Землетрясения, как правило, происходили после прохождения отрицательного экстремума кривой RG(t). Эти аномалии от землетрясений разной силы, накладываясь, создают сложный фон поведения параметра RG. Поэтому рассмотрим графики участка Santa Rosa, где с 1970 года не наблюдалось землетрясений с М > 4.7. Здесь после значительного понижения жесткости, которое наблюдалось в 1976 году, происходит систематическое повышение значений параметра RG до 1989 года. Кульминацией этого процесса, по-видимому, явилось землетрясение в Loma Prieta 18.10.1989 с М=7.0 в 180 км к югу от Santa Rosa. Длительность региональной аномалии пониженной жесткости (~ 15 лет) и значительная площадь ее проявления удовлетворяют представлениям о долгосрочном предвестнике землетрясения с М = 7.0. Осложнения кривой RG(t) в виде кратковременных понижений значений RG предшествуют или землетрясениям с М > 5.0, произошедшим вблизи контура анализируемой площади, или сериям землетрясений М < 4.5 внутри его. Последние хорошо видны на графике EE2/3=f(t). Возрастание жесткости в районе Loma Prieta выразилось в том, что область повышенной жесткости в зоне разлома, начиная с 1981 года, увеличивалась в размерах как по глубине, так и вдоль разлома. Непосредственно перед землетрясением 18.10.89 года (М=7) область высоких показателей жесткости захватила всю сейсмоактивную толщу по глубине и участок длиной ~ 150 км вдоль разлома. Гипоцентр землетрясения находился на большой глубине (17 км) посередине аномального участка.

По длительности проявления и энергетике афтершоковые серии известных сильных землетрясений индивидуальны. Изучение свойств геологической среды очаговой области представляет интерес в двух аспектах.

Первый - получение дополнительных данных о процессе развития очага, второй - обнаружение предвестников сильных повторных толчков. Сильные афтершоки опасны тем, что они довершают процесс разрушения промышленных и гражданских объектов. В сейсмологической практике известны и такие случаи, когда повторные толчки не уступали по энергии главному событию (Ташкент, 1966 год, Газли, 1976 год). Для выявления типа разрушения в очагах афтершоков были привлечены базы данных сейсмических служб Северной (Northern California Earthquake Data Center) и Южной (Southern California Earthquake Data Center) Калифорнии. Из землетрясений с M > 6.0 были рассмотрены те, которые сопровождались длительными афтершоковыми стадиями. Сильные землетрясения, рассматриваемые ниже, перечислены в таблице.

Таблица. Перечень землетрясений привлеченных для изучения.

Дата Широта (№) Долгота (W°) М

Северная Калифорния

А 02.05.1983 36.228° 120.318° 6.2

В 24.04.1984 37.31° 121.679° 6.4

С 18.10.1989 37.036° 121.88° 7.0

Южная Калифорния

D 23.04.1992 33.961° 116.318° 6.1

D 28.06.1992 34.20° 116.437° 7.3

Е 17.01.1994 34.21° 118.54° 6.7

F 16.10.1999 34.594° 116.271° 7.1

Рассмотрим графики изменения во времени параметра ИС после этих землетрясений, представленные на рис.7. Как видно из рисунка, в момент главного землетрясения происходит резкое повышение жесткости (параметра ГЮ). Целесообразно разделить землетрясения на два типа: первый -землетрясения, очаги которых приурочены к известным активным разломам (1984, М = 6.4; 1989, М = 7.0), второй - очаги вне региональных разломов. Второй тип отличается от первого тем, что повышение значений параметра после землетрясений более значительное и продолжительное. Повышение заканчивается плавным снижением жесткости. Все это происходит на фоне спада афтершоковой активности. В случае, когда очаг землетрясения приурочен к активному разлому, всплеска жесткости не наблюдается, а происходит плавный рост в течение относительно длительного времени (Рис. 7В, 7С). Примечательно и то, что по крипометрическим наблюдениям в момент землетрясений 1984 и 1989 годов зафиксированы лишь изменения скорости крипа крыльев разлома в сторону увеличения, но без скачка по

Количество землетрясений

- Параметр жесткости

Сильные афтершоки

, " 1983/05/02 М=6.2.36.228°М. 120.318°\У Г

1/5 1/6 1/7 1/8 1/9 1/10 1/11 1/121/1/19841/2 1/3 1/4 1/5

1994/01/17 М=6.7, 34.21°Ы,118.54°\¥

1/1/19941/2 1/3 1/4 1/5 1/6 1/7 1/8 1/9 1/10 1/11 1/121/1/1995

1999/10/16 М=7.1, 34.594°Ч 116.271°Ш

1/10 1/11 1/121/1/20001/2 1/3 1/4 1/5 1/6 1/7 1/8 1/9 1/10

0.8 0.7 | 0.6

1/10 1/11 1/121/1/19901/2 1/3 1/4 1/5 1/6 1/7 1/8

100 10

Рис. 7. Сводные графики изменений во времени параметров жесткости и афтершоковой активности очаговых зон землетрясений из таблицы, буквы А-Б обозначают события из таблицы.

смещениям. Еще одна особенность таких землетрясений - практическое отсутствие афтершоков с М > 5.0.

Из афтершоковых серий отобранных землетрясений наибольший интерес представляют те, в которых наблюдались повторные толчки с М >

5.0. Запаздывание их во времени от основного землетрясения должно быть таким, чтобы оперативность сбора и обработки сейсмической информации позволяла бы изучить их предысторию. Наиболее показательной является афтершоковая стадия активной жизни очаговой зоны землетрясения в Coalinga 02.05.1983 с М = 6.2 (рис. 7А). Землетрясение произошло восточнее разлома Сан-Андреас. Перед землетрясением в течение полутора лет на ближайшем к эпицентру участке зоны разлома длиной около 50 км фиксировалось понижение значений параметра жесткости. Резко поднявшиеся значения показателя жесткости непосредственно перед землетрясением далее держались на этом уровне около трех месяцев. Все это наблюдалось только в очаговой зоне. Два сильных афтершока с М=5.2 произошли 22.07.1983 и 09.09.1983. Перед первым сильным афтершоком за 11 дней до него наблюдалось двукратное понижение жесткости. Землетрясение произошло в момент выхода значений показателя жесткости на изначально высокий уровень. Второе понижение началось за 37 дней до второго толчка, который произошел уже на фоне снижения значений показателя жесткости. Площади проявления сильных афтершоков были лишь частью площади очаговой зоны основного землетрясения. Следовательно, для поисков предвестников сильных афтершоков необходим детальный анализ ситуации в зоне очага главного землетрясения.

Второй очень характерный и важный случай произошел на территории Южной Калифорнии в 1992 году (Рис. 7D). В восточном крыле разлома Сан-Андреас 28.06.1992 года произошло Ландерское землетрясение с М = 7.3. Ему предшествовал форшок с М = 6.1. С 1984 года на всей территории Южной Калифорнии наблюдалось плавное снижение показателя жесткости. В середине 1991 года произошел резкий спад по всем глубинам сейсмоактивной толщи коры, наиболее контрастно выразившийся в окрестностях будущего эпицентра. Низкие значения держались до апреля 1992 года, когда на фоне резкого повышения произошло землетрясение с М =

6.1. Повышенные значения держались в течение месяца на фоне интенсивной афтершоковой деятельности, а затем началось понижение. Когда минимум был пройден, при последующем подъеме на расстоянии 20 км от эпицентра произошло главное событие с М = 7.3.

Как можно видеть, по предваряющему понижению жесткости форшоки, главные землетрясения и их сильные афтершоки не отличаются какими-либо принципиальными особенностями. Реально оценивая возможности мониторинга жесткости, необходимо отметить, что для выявления предвестника форшока может не хватить информации, если наблюдается сейсмическое затишье. На качество выделения предвестника

сильного афтершока может повлиять или недостаточная оперативность сбора и обработки сейсмической информации, или непредсказуемая локальность проявления предвестника.

Выводы:

1. В зонах активных глубинных разломов типа Сан Андреас временная и пространственная последовательность сильных землетрясений в некоторых случаях может быть выражением процесса подготовки сильнейшего события. Отличительным признаком таких землетрясений является гипертрофированно увеличенное пространственное проявление предвестников.

2. Вариации показателя жесткости массивов горных пород свидетельствуют о том, что земная кора сейсмоактивных регионов находится в неустойчивом напряженно-деформированном состоянии, когда незначительные изменения тектонических напряжений приводят к переходу от стадии упругого деформирования к пластическому и наоборот.

3. В активных сейсмических зонах, где доминирует хрупкое разрушение (высокий уровень жесткости) типа района Santa Rosa, поведение показателя жесткости определяется изменениями количества землетрясений с хрупким типом разрушения. Такие особенности характерны для стадии упругого деформирования, когда доля пластичности минимальна, но постоянна.

4. Для афтершоковой стадии характерно снижение жесткости, которое вызывается уменьшением числа актов хрупкого разрушения. Причиной этого может быть процесс восстановления уровня тектонических напряжений.

5. Для очаговых зон сильных землетрясений, произошедших вне тектонически активных региональных разломов, характерно резкое повышение жесткости на афтершоковой стадии. На этом фоне сильные афтершоки предваряются аномальными понижениями жесткости, аналогичными предвестникам основных землетрясений.

Глава 4. Сейсмический мониторинг поля жесткости горных пород вулканической структуры Long Valley

В Главе 4 показаны результаты мониторинга интегральной жесткости вулканической кальдеры Long Valley (Калифорния, США). Показано уменьшение крутизны фронта продольных волн для землетрясений, имеющих не тектоническую (вулканическую) природу. Проведено сопоставление с поверхностными деформациями кальдеры, показано, что источником аномалий интегральной жесткости являются глубокие (с глубинами 20 - 35 км) вулканические землетрясения.

Вулканические землетрясения происходят вблизи вулкана или же в его постройке и связаны с вулканическими процессами. Эти события происходят как большими сериями (роями), так и одиночными землетрясениями, отражая глубинные и поверхностные процессы в пределах близлежащего района и постройки вулкана. Вулканические землетрясения, как правило, слабее тектонических по количеству выделенной энергии, так

как их очаги лежат на меньших глубинах, а источник локализован в небольшом пространстве земной коры. Вулканические землетрясения отличаются от землетрясений тектонической природы не только спектральным составом, но и скоростью нарастания первых вступлений, что может позволить оперативно определять долю низкочастотных вулканических землетрясений по характеру первых вступлений.

Кальдера Long Valley находится на восточном склоне горной системы Сьерра-Невада (штат Калифорния, США). Она была образована в результате катастрофического извержения, которое выбросило 600 кубических километров магмы около 760000 лет назад. После выброса магмы образовалась депрессия овальной формы, известная как кальдера Long Valley. Сейсмическая активность в районе кальдеры сосредоточена на нескольких областях и может рассматриваться как следствие и разломно-тектонической, и вулканической деятельности. Распределение землетрясений во времени показывает роевой характер проявления сейсмичности в непосредственно в кальдере и ближайшей окрестности и хорошо соответствует ускорениями деформаций центрального купола Resurgent Dome в 1978-1983, 1990-1995, 1996 и 1997-1998 годах. Относительно сильные землетрясения с М > 5.5 происходили недалеко от кальдеры в 1980, 1986, 1990 и 1999 годах (Рис.5). Развитие сейсмологической сети здесь началось после сильных землетрясений (5.7<М<6.5) в 1980 г. К настоящему времени на территории площадью 100x100 км функционирует 61 сейсмическая станция. Кроме сейсмической сети на территории кальдеры функционируют станции деформационных наблюдений (46 пунктов GPS, 9 наклономеров), пункты термо- и гидрохимических наблюдений. Высокая плотность пунктов сейсмических наблюдений и высокий уровень сейсмической активности позволили применить метод контроля интегральной жесткости сейсмоактивных массивов горных пород для обнаружения проявлений аномалий, связанных со структурой вулканического очага и изменениями во времени пространственных параметров жесткости.

Сопоставление вариаций параметра интегральной жесткости (Рис. 8) проводилось с наиболее длительным рядом измерений базисной линии между постаментами Casa-Miner, который был начат в 1984 году. Мониторинг жёсткости позволяет проводить анализ по любому глубинному срезу сейсмоактивной толщи земной коры. Поскольку кривая распределения землетрясений по глубине имеет чётко выраженный максимум на глубине 10 км, были построены графики RG(t) для двух независимых глубинных срезов: 5-10 км и 10-15 км. Как оказалось, различия в поведении параметра RG во времени для обоих срезов незначительны. Возможно, это объясняется значительными погрешностями в определении глубин очагов.

При сравнении графиков можно сделать вывод, что существует высокая корреляция между деформациями и параметром интегральной жесткости.

Это говорит о том, что деформации, которые фиксируются на земной поверхности, имеют не приповерхностную, а глубинную природу. В связи с этим представляет интерес поведение обоих параметров перед вспышками сейсмической активности. За рассматриваемый интервал времени первая вспышка сейсмической активности была 21.11.84 с М = 5.7, 5.5, 5.4, вторая 20 - 21.07.86 года с М = 5.9, 6.1, 5.5, 5.7, 5.2.

Deformation Or тик Lono Valley Caldzea, 1983-1988

Рис. 8. Деформация земной поверхности вдоль направления Casa - Miner (верхний график) и изменение во времени параметра интегральной жесткости для двух глубинных срезов (нижние кривые).

Оба роя землетрясений произошли на фоне систематического роста деформации растяжения кальдеры по радиальному направлению, сопровождавшегося систематическим снижением жёсткости горных пород на глубине 5-15 км. Непосредственно перед сейсмическими событиями наблюдалось уменьшение скорости деформирования (первый случай) и относительное сжатие (второй случай). В показателе жесткости этому соответствует остановка снижения жесткости (первый случай) и незначительное повышение её (второй случай).

В юго-западной части кальдеры (гора Маммот) в 1992-1998 и 2001— 2006 гг. наблюдалось значительное по амплитуде понижение жесткости на глубинах более 10 км. Размеры этой аномалии превышают район горы Маммот и аномалия явно выходит за западную границу кальдеры. Аномалия

прослеживается до глубин в 30 км, что значительно превышает предельные глубины очагов землетрясений в центре кальдеры. Отображение глубинной структуры земной коры в зоне кальдеры наиболее эффективно на профилях, пересекающих вулканический объект (рис. 9), на котором показан разрез широтного направления, для построения которого информация об очагах землетрясений была собрана в полосе шириной 10 км.

-20

' -15-

-20-

-30 :

-20 -15 -10 -5 0 5 10 15

Рис. 9. Распределение жесткости в проекции на вертикальный разрез вдоль кальдеры за интервал 1987-2007 гг. Жирным пунктиром показана проекция границы кальдеры. Верхняя часть рисунка - контур кальдеры на горизонтальной плоскости.

Региональный фон временных изменений параметра жесткости на территории кальдеры в эпоху девяностых годов XX века проявился следующим образом: мощность сейсмоактивной толщи в кальдере

изменилась с 17 км в 1992-1994 годах до 25 км и более в 1995-1997 годах; интегральная жесткость верхов этой толщи (до 5 км) в этот же интервал времени заметно уменьшилась. В 1997 г. проявился вертикальный канал с аномально пониженной жесткостью в районе западного замыкания кальдеры, начиная с минимальной глубины 10 км до предельных глубин сейсмоактивной толщи. Все указанные события, учитывая характер деформаций поверхности кальдеры, можно расценить как свидетельства активности магматического очага и возможности метода определения жесткости для контроля состояния вулканических недр.

Выводы:

1. Структура среды в районе вулканической кальдеры опознается по изменениям жесткости при условии достаточно высокой сейсмической активности.

2. Весь рассматриваемый интервал времени (1980-2009) разделяется на два этапа: первый — растяжение поверхности кальдеры (1980-1998) и второй (2000-2009) - сжатие. На первом этапе территория кальдеры характеризуется повышенным уровнем жесткости до глубины 10 км сейсмоактивной толщи, на втором уровень жесткости значительно понижен и в кальдере и в ее окрестностях. Наиболее интенсивное понижение жесткости на втором этапе наблюдается ближе к центру кальдеры.

3. На фоне длиннопериодных вариаций жесткости выявляются и короткопериодные, интенсивность которых значительно выше вне кальдеры, нежели внутри ее. К числу короткопериодных вариаций можно отнести и предвестник землетрясения 15.05.1999 г., очаг которого также находился вне кальдеры.

4. Признаком современной вулканической активности является наличие субвертикального канала, в котором проявляются длинно- и сверхдлиннопериодные землетрясения на глубинах от 10 до 35 км и который прослеживается как зона пониженной жесткости для землетрясений, зарегистрированных стандартной сейсмической аппаратурой.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Для исследования динамики сейсмического процесса разрушения введено новое для сейсмологии понятие интегральной жесткости массива горных пород. В реальных геологических средах частота проявлений хрупкого или вязкого типов трещинообразования прежде всего зависит от уровня тектонических напряжений и степени насыщения конкретного объема активными дефектами. Параметр интегральной жесткости для выбранного объема горных пород в каждом временном интервале характеризует тип разрушения (хрупкий или пластичный) при образовании очаговой трещины.

Использование мониторинга жесткости дает возможность наблюдать динамику напряженного состояния и, в сочетании с другими прогнозными методами, может использоваться как среднесрочный предвестниковый признак подготовки сильных землетрясений.

Обнаружено явление понижения параметра интегральной жесткости и следующего за ним повышения перед сильным землетрясением. Возможность относительно краткосрочного прогнозирования обеспечивается наличием отрицательного экстремума, от момента появления которого начинается отсчет времени до ожидаемого сейсмического события. Как оказалось, предвестниковая аномалия локализована в объеме сейсмоактивной толщи, что может обеспечить прогноз места ожидаемого землетрясения. Длительности развития аномалий жесткости связаны с энергией готовящегося землетрясения зависимостью типа lg (ATj = k-lg(E) - С.

Поведение параметра жесткости во время подготовки очага землетрясения и в течение афтершоковой стадии позволяет сказать, что фоновый уровень тектонических напряжений в сейсмоактивных регионах Земли соответствует точке перехода от стадии упругого деформирования к упруго-пластическому.

Для афтершоковой стадии характерно снижение жесткости, которое вызывается уменьшением числа актов хрупкого разрушения. Причиной этому может быть процесс восстановления уровня тектонических напряжений. Для очаговых зон сильных землетрясений, произошедших вне тектонически активных региональных разломов, характерно резкое повышение жесткости на афтершоковой стадии. На этом фоне сильные афтершоки предваряются аномальными понижениями жесткости, аналогичными предвестникам основных землетрясений.

Показана тесная связь временного хода деформаций вулканической кальдеры Long Valley и жёсткости магматического очага. Деформации, которые фиксируются на земной поверхности, имеют глубинную природу. В связи с этим представляет интерес поведение параметра жесткости и деформаций перед вспышками сейсмической активности.

Основное содержание диссертации изложено в следующих работах:

1. В.И.Лыков, В.И.Гончаров, А.В.Патонин, А.О.Мострюков Особенности режима сейсмоакустической эмиссии и поля локальных деформаций в процессе вспарывания тектонической перемычки (моделирование) // Физические и сейсмологические основы прогнозирования разрушения горных пород, М.:Наука, 1992, стр. 63-71.

2. Lykov V.l., Mostryukov А.О. Background seismicity as an indicator of crystal deformational process // Journal of earthquake prediction research, 1996, v. 5, N l,p. 535-545.

3. Лыков В.И., Мострюков А.О., Рубан В.Ф. О природе деформаций кальдеры Long Valley С.Калифорния // Вулканология и сейсмология, 2000, №4, с.17-18.

4. Лыков В.И., Мострюков А.О., Петров В.А. Мониторинг жесткости сейсмоактивных объемов горных пород коры и мантии для решения задач геодинамики и прогноза землетрясений // «Современные проблемы сейсмологии», М., Вузовская книга, 2001, с. 84-95.

5. Мострюкое А.О., Лыков В.И., Патонин А.В., Петров В.А., Сасорова Е.В. Предваряющее акустическое излучение в экспериментах "stick-slip" как аналог низкочастотных предвестников землетрясений // Физика и механика геоматериалов, М.: «Вузовская книга», 2002. стр. 94 - 104.

6. Lykov V.I., Mostrynkov А.О., Petrov V.A. Rock rigidity distribution in a subduction zone, Japan // Russian Journal of Earth Sciences 2002. Vol. 4, No. l.P. 77-83.

7. Лыков В.И., Мострюкое А.О. Способ слежения за соотношением хрупкого и вязкого типов разрушения в очагах землетрясений сейсмоактивных объёмов горных пород. Патент № 2200335 (приоритет от 18.05.98) // Бюллетень открытий и изобретений, №7 из-во «Роспатент». 5 марта 2003.

8. Lykov V. /., Mostryukov А. О. Seismic regime of Southern California in relation to the crustal rigidity variations // Russian Journal of Earth Sciences. 2003, Vol. 5, No. 1, pp. 67 - 73.

9. Лыков В.И., Мострюкое А.О. Жесткость горных пород очаговой области землетрясения в период афтершоковой активности // Физика Земли. 2008, № 7, С. 28-33.

Ю.Лыков В.И., Мострюкое А.О. Природа пространственно-временных вариаций жесткости сейсмоактивных массивов горных пород разлома Сан-Андреас (Северная Калифорния) // Физика Земли. 2008, № 8, С. 6369.

II.Лыков В.И., Мострюкое А.О. Особенности процесса подготовки очага землетрясения в зоне перманентно крипующего глубинного разлома // Физика Земли. 2008, № 10, с. 93 - 100.

М.Лыков В. И., Мострюкое А. О. Современное состояние и перспективы развития мониторинга жесткости сейсмоактивных массивов горных пород // Геофизические исследования. 2008, т.9, № 2, с. 70 - 76.

13. Лыков В.И., Мострюкое А.О. Отражение особенностей вулканических структур в данных сейсмического мониторинга поля жесткости горных пород на примере кальдеры Лонг Валли в Северной Калифорнии, США // Геофизические исследования. 2012, т. 13, № 2, с. 24 - 32.

14. Sassorova E.V., Levin B.W., Mostrioukov А.О. The low-frequency seismic signal foregoing a main shock as a preparation sign of the large ocean earthquake // Tsunami Risk Assessment Beyond 2000: Theory, Practice and Plans. Moscow, 2001. P. 136 - 142.

15. Mostryukov A., Petrov V., V. Lykov V. Variation of integral rigidity of rocks at volcanic sites // 33rd General Assembly of the European Seismological Commission (GA ESC 2012) Moscow, 2012, 19 - 24 aug. PH "Poligraiqwik", P. 164.

Мострюков Александр Олегович Мониторинг деформационного состояния сейсмоактивных объемов земной коры по первым вступлениям продольных волн слабых землетрясений Автореферат дисс. на соискание ученой степени кандидата физ.-мат. наук

Подписано в печать «20» сентября 2012 г. Формат 60x90/16. Усл. печ.л. 1. Тираж 100 экз.

Содержание диссертации, кандидата физико-математических наук, Мострюков, Александр Олегович

Введение.

Глава 1. Хрупкое и пластичное разрушение материалов и характер излучения при различных типах разрушения.

1.1. Основные задачи изучения процессов разрушения твердых тел.

1.2. Лабораторное моделирование процессов разрушения горных пород.

1.3. Физическая природа крутизны фронта продольных волн землетрясений.

1.4. Выводы.

Глава 2. Соотношение хрупкого и вязкого типов разрушения горных пород в очагах землетрясений земной коры.

2.1. Метод мониторинга интегральной жесткости сейсмоактивных массивов горных пород.

2.2. Критерии применимости метода для региона исследований.

2.3. Примеры применения метода.

2.4. Выводы.

Глава 3. Интегральная жесткость по данным локальных сейсмических сетей Калифорнии (США) для района разлома Сан-Андреас.

3.1. Особенности пространственно-временных вариаций жесткости сейсмоактивных массивов горных пород.

3.2. Пространственно-временные вариации жесткости сейсмоактивных массивов горных пород разлома Сан-Андреас.

3.2.1. Северная Калифорния.

3.2.2. Южная Калифорния.

3.3. Жесткость горных пород очаговой области землетрясения в период афтершоковой активности.

3.4. Выводы.

Глава 4. Особенности режима деформирования и сейсмичность вулканического объекта на примере кальдеры Long Valley.

4.1. Землетрясения, связанные с вулканическими процессами.

4.2. Кальдера Long Valley, ее вулканизм, сейсмический режим, сети наблюдений.

4.3. Изменения интегральной жесткости по вулканическим землетрясениям.

4.4. Выводы.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Мониторинг деформационного состояния сейсмоактивных объемов земной коры по первым вступлениям продольных волн слабых землетрясений"

Диссертация посвящена разработке метода оценки прочностных свойств горных пород сейсмоактивных регионов и проверка его возможностей на материале локальных сейсмических сетей.

Актуальность работы

При образовании трещин и разрывов в горных породах под действием приложенных напряжений возникают упругие колебания, которые распространяются в среде. Размеры нарушений сплошности, в зависимости от масштаба разрушения, могут меняться в очень широких пределах — от микротрещин до громадных разрывов при сильных землетрясениях.

В настоящее время при изучении сейсмического режима важную роль играет распределение повторяемости землетрясений по энергии или магнитуде. Такое распределение впервые было получено Гутенбергом и Рихтером для землетрясений всего земного шара [1]. Ю. В. Ризниченко в качестве характеристики периодичности появления землетрясений ввел меру рассеяния повторяемости землетрясений: близость этой величины к единице означает независимость проявления землетрясений во времени, увеличение соответствует появлению роев и групп землетрясений, а уменьшение — приближению к строгой периодичности [2].

Задачи изучения динамики земной коры и прогноза землетрясений предполагают знание процессов нагружения среды и ее реакции на эти воздействия. Поэтому определение напряженно-деформационных характеристик массивов горных пород должно быть составной частью исследований в этих областях знаний. Слежение за изменениями деформаций поверхности достаточно успешно проводятся с помощью методов повторной триангуляции, светодальнометрии, ОРЭ-наблюдений и т.п. Но необходимо следить и за способностью массивов горных пород сопротивляться нагрузке, их жесткостью, т.е. за параметрами, являющимися аналогом модуля Юнга для механики сплошных сред. Массивы горных пород в общем случае являются анизотропной средой, раздробленной произвольно ориентированными разломами и трещинами на блоки разных размеров. Она представляет собой иерархически организованную блочную среду, способность нести нагрузку, которая в основном будет определяться не только прочностью породы блоков, а и трением на границах и их ориентацией. Очевидно, что эти условия в реальной геологической среде зависят от многих факторов и будут меняться как во времени, так и в пространстве. Так как прямых методов наблюдений за указанными свойствами пока не существует, требуется найти параметр (или группу параметров), способных отразить изменение свойств среды. Таким параметром может стать оценка доли хрупкого разрушения (образования новых сколовых трещин) в общем процессе деформирования изучаемого объема. Согласно теории лавинонеустойчивого трещинообразования (ЛНТ)[3] известно, что хрупкое разрушение преобладает на стадии деформирования объема как монолитного тела, затем начинается пластическая деформация с основным вкладом движений по уже существующим трещинам, а непосредственно перед разрушением образца происходит консолидация (упрочнение) массива, в котором и развивается генеральный разрыв.

Целью работы является обоснование возможности оценки жесткости сейсмоактивных объемов, разработка метода мониторинга интегральной жесткости массивов земной коры и демонстрация его возможностей при использовании на реальных геологических объектах.

Научная новизна

В работе впервые получены следующие результаты:

1. Показано, что соотношение актов хрупкого и вязкого разрушения в сейсмоактивном объеме земной коры отображает интегральную степень жесткости массива, динамика жесткости отражает процессы деформирования и разрушения, а на их фоне - процессы формирования очагов сильных землетрясений.

Научная и практическая ценность работы

Основные положения диссертации, выносимые на защиту:

1. Предложен параметр интегральной жесткости, который показывает соотношение актов хрупкого и вязкого разрушения в сейсмоактивном объеме земной коры и отражает интегральную степень жесткости массива. Временные изменения параметра жесткости связаны с процессами формирования очагов сильных землетрясений.

Апробация работы и публикации

Основные результаты диссертации докладывались на следующих международных и отечественных научных конференциях: V Всероссийская школа-семинар "Физические основы прогнозирования разрушения горных пород", Борок, 1994; ESC XXV General Assembly, Reykjavik, Iseland, 1996; XXIX General Assembly of IASPEI, Thessaloniki, 1997; Международная 7 научно-практическая конференция «Урбанизация и землетрясения», Ашхабад, 1999; XXII General Assembly of the International Union of Geodesy and Geophysics IUGG99, 1999; XXV General Assembly EGS, Nice, France, 2000; The international Workshop " Tsunami-Risk Assessment Beyond 2000", Moscow, 2000; Международная конференция "Геодинамика и напряженное состояние недр Земли", Новосибирск, 2001; Международная конференция «Научное наследие академика Г.А. Гамбурцева и современная геофизика», Москва, 2003; International Conference on Problems of Geocosmos, St.Petersburg, 2004; VII международная школа-семинар "Физические основы прогнозирования разрушения горных пород" Борок, 2005; International Union of Geodesy and Geophysics (IUGG) XXIV General Assembly, Perugia, Italy, 2007; Российская конференция «Международный Геофизический Год и среднеширотные геофизические наблюдения начала 21 века», Борок, 2007; «Разломообразование и сейсмичность в литосфере: тектонофизические концепции и следствия», Иркутск, 2009; VIII международная школа-семинар "Физические основы прогнозирования разрушения горных пород", СПб, 2010; XXXIII General Assembly of the European Seismological Commission, Moscow, 2012.

По теме диссертации опубликовано 38 научных работ, из них 9 в российских и зарубежных реферируемых журналах: «Физика Земли», «Вулканология и сейсмология», «Геофизические исследования», «Journal of earthquake prediction research», «Russian Journal of Earth Sciences».

Личный вклад

Общая структура и объем работы

Диссертация состоит из введения, 4 глав и заключения. Объем основного текста составляет 113 страниц, 39 рисунков, 2 таблицы, библиография -104 названия.

Заключение Диссертация по теме "Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых", Мострюков, Александр Олегович

4.4. Выводы.

2. Весь рассматриваемый интервал времени (1980-2009) разделяется на два этапа: первый - растяжение поверхности кальдеры (1980-1998) и второй (2000-2009) - сжатие. На первом этапе территория кальдеры характеризуется повышенным уровнем жесткости до глубины 10 км сейсмоактивной толщи, на втором уровень жесткости значительно понижен и в кальдере и в ее окрестностях. Наиболее интенсивное понижение жесткости на втором этапе наблюдается ближе к центру кальдеры.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата физико-математических наук, Мострюков, Александр Олегович, Борок

1. Gutenberg В., Richter C.F. Seismicity of the Earth and associated phenomena. Princeton University Press, 1954.

2. Ризниченко Ю.В. Об изучении сейсмического режима // Изв.АН СССР, сер. геофиз., 1958, № 9, С. 1057 1074.

3. Мячкин В.К, Костров Б.В., Соболев Г.А., Шамина О.Г. Основы физики очага и предвестники землетрясений / Физика очага землетрясения, М.:Наука, 1975, С.6-41.

4. Белл Дж.Ф. Экспериментальные основы механики деформируемых твердых тел: В 2 ч. Ч. 1. Малые деформации / Пер. с англ.; под ред. А.П. Филина. М.: Наука, 1984а. 600 с.

5. Белл Дж.Ф. Экспериментальные основы механики деформируемых твердых тел: В 2 ч. Ч. 2. Конечные деформации / Пер. с англ.; под ред. А.П. Филина. М.: Наука, 19846. 432 с.

6. Людвик77. Основы технологической механики // Расчеты на прочность-М.: Машиностроение, 1971. Вып. 15. С. 132 166.

7. Иоффе А. Ф., Кирпичева М.В., Левитская М.А. Деформация и прочность кристаллов // Журнал Русского физико-химического общества. 1924. Т. 56. Вып. 5 6. с. 489 - 504.

8. Давиденков И.И. Исследования по проблеме прочности металлов // Металлургия СССР (1917 1957). М.: Металлургия, 1959. Т. 2. С. 627 -658.

9. Давиденков Н.Н., Ставрогин А.Н. О критерии прочности при хрупком разрушении и плоском напряженном состоянии // Известия Академии наук СССР. ОТН. 1954. № 8. с. 101 109.

10. Griffith A. A. The phenomenon of rupture and flow in solids // Philosophical Transactions of the Royal Society, 1920, Vol. A221 pp.163-98

11. Ландау JI.Д., Лифшиц Е.М. Теория упругости. М.: Наука. 1965. 204 с.

12. Потапова Л.Б., Ярцев В.П. Механика материалов при сложном напряженном состоянии. Как прогнозируют предельные напряжения? М.: Изд-во МАШИНОСТРОЕНИЕ-1, 2005, 371 с.

13. Давиденков Н.Н. О связи критической температуры хладноломкости со скоростью деформирования // Журнал технической физики. 1939. Т. 9. Вып. 12. С. 1051-1062.

14. УжикГ.В. Сопротивление отрыву и прочность металлов. М.: Изд-во АН СССР, 1950, 255 С.

15. Соболев Г.А., Шамина О.Г. Современное состояние лабораторных исследований процесса разрушения применительно к физике землетрясений // Физика очага землетрясения. М.: Наука, 1975, С.68 — 90.

16. Шамина О.Г. Моделирование землетрясений // Изв. АН СССР, сер. Физика Земли, 1975, № 10.

17. Виноградов С Д. Акустические наблюдения процесса разрушения горных пород. М.: Наука, 1964. 84 с.

18. Healy J.H., Press F. Further model study of the radiation of elastic waves from a dipole source I I Bull. Seismol. Soc. Amer., 1959, V. 49, N 2, P. 193 -198.

19. Kato Y., Takagi A. Seismic model studies. On the initial motion dilatational and distortional waves produced by various types of forces // Sci. Repts Tohoku Univ. Ser. 5,1957, V. 8, N 3.

20. Honda H. The elastic waves generated from a spherical source // Sei. Repts Tohoku Univ. Ser 5, 1959, V. 11, N 3.

21. Schick R. On the radiation from earthquake sources in model seismology // Stud, geophys. et geol., 1966, V. 10, N 3.

22. Гамбурцев Г.А. Состояние и перспективы работ в области прогноза землетрясений // бюлл. Совета по сейсмологии АН СССР, 1955, № 1, С. 7-14.

23. Ризниченко Ю.В., Сшаева О.И., Шамияа О.Г. и др. Сейсмоакустические методы изучения напряженного состояния горных пород на образцах и в массиве //Тр. Геофиз. ин-та АН СССР, 1956, № 34 (161) С. 74 163.

24. Кешис-Борок В.И. К вопросу об исследовании источников, эквивалентных очагам землетрясений // Тр. Геофиз. ин-та АН СССР, 1950, №9 (136), С. 20.

25. Введенская A.B. Определение полей смещений при землетрясениях с помощью теории дислокаций // Изв. АН СССР, сер. геофиз., 1956, № 3.

26. Введенская A.B. Исследование напряжений и разрывов в очагах землетрясений при помощи теории дислокаций // М.: Наука, 1969, 135 с.

27. Флитман JI.M. Волны, вызванные мгновенным разрывом сплошности упругой среды //Прикл. матем. и механ., 1963, т. 27, № 4

28. Костров Б.В. Упругие волны, сопровождающие распространение хрупкой трещины касательного разрыва // Изв. АН СССР, сер. геофиз., 1964, № 11.

29. Костров Б.В. Теория очагов тектонических землетрясений // Изв. АН СССР, сер. Физика Земли, 1970, № 4, с. 84 101.

30. Костров Б.В. Механика очага тектонического землетрясения. М.:Наука, 1975, 173 стр.

31. Костров Б.В. Никитин JI.B. Применение методов теории разрушения к изучению очагов землетрясения // Физические основания поисков методов прогноза землетрясений. М.: Наука, 1970.

32. Brace W.F., Byerlee J.D. Stick-slip as a mechanism for earthquakes // Science, 1966, V. 153, N3739.

33. Byerlee J.D., Brace W.F. Stick-slip, stable-sliding and earthquakes-effect of rock type, pressure, strain and stiffness // J. Geophys. Res., 1968, V. 73, N 18.

34. Виноградов С.Д., Кузнецова К.И., Москвина А.Г., Штейнберг В.В. Физическая природа разрыва и излучение сейсмических волн // Физические процессы в очагах землетрясений. М.: Наука, 1980. С. 129 — 140.

35. Шамина О.Г. Модельные исследования физики очага землетрясений. М.: Наука, 1981, 192 с.

36. Соболев Г.А. "Физика очага и прогноз землетрясений", Москва, 1992, 344с.

37. Виноградов С.Д. "Акустический метод в исследованиях по физике землетрясений", Москва, 1989, 177с.38. "Proceeding of Conference II Experimental studies of rock friction with application to earthquake prediction." Menlo Park, California, 1977, 702p.

38. Scholz C., Molnar P., Jonston T. Detailed studies of frictional sliding of granite and implications for earthquake mechanism // J.Geophys.Res., 1972, V.77, N32, p.6392-6406

39. Byerlee J.D., Summers R. Stable sliding preceding stick-slip on fault surfaces in granite at hihg pressure // PAGEOPH, 1975, V. 113, N 1 2, P.63-68.

40. Dieterich J.H. Preseismic fault slip and earthquake prediction // J.Geophys.Res., 1978, V. 83, P. 3940-3948.

41. Соболев Г.А., Пономарев A.B., Кольцов A.B., Салов Б.Г., Бабичев О.В., Терентьев В. А., Патонш А.В., Мострюков А.О. Возбуждение акустической эмиссии упругими импульсами // Изв. РАН, сер."Физика твердой Земли" V.37, №1, 2001, с.79-84.

42. Sassorova E.V., Levin B.W., Mostrioukov А.О. The low-frequency seismic signal foregoing a main shock as a preparation sign of the large ocean earthquake // Tsunami Risk Assessment Beyond 2000: Theory, Practice and Plans. Moscow, 2001. P. 136 142.

43. Джеффрис Г., Свирлс Б. Методы математической физики. М.:Мир, 1969, 423 стр.

44. Москвина А.Г. Поле смещений упругих волн, создаваемых расширяющейся дислокацией // Изв. АН СССР, сер. Физика Земли, 1969, №6, С. 3-10.

45. Москвина А.Г. Исследование полей смещений упругих волн в зависимости от характеристик очага землетрясения // Изв. АН СССР, сер. Физика Земли, 1969, № 9, С. 3 17.

46. Стоке Р.Дж. Микроскопические аспекты разрушения керамики // Разрушение, т.7, ч.1, М.:Мир, 1976, с. 129-221.

47. Johnston W.G., Gilman J.J. Dislocation velocities, dislocation densities and plastic flow in Lithium Fluoride crystals // J. Appl. Phys. 1959. Vol. 30. N 2. P. 129-144.

48. Оберт Л. Хрупкое разрушение горных пород // Разрушение, т.7, 4.1, М.: Мир, 1976, С. 59-128.

49. Виноградов С.Д. Упругие волны, излучаемые трещиной отрыва и сдвиговой подвижкой по готовому разлому // Исследования по физике землетрясений, М.: Наука, 1976, с. 67-74.

50. Northern California Earthquake Data Center NCEDC http://www.ncedc.org/

51. Соболев Г.А., Славина Л.Б. Изменения поля Vp/Vs перед сильными землетрясениями Камчатки // ДАН СССР, 1977, т. 233, № 1, С. 81 84.

52. Лыков В.И., Соболев Г.А., Славина Л.Б. и др. Методика выявления развивающегося землетрясения по комплексу сейсмологических параметров // Прогноз землетрясений, "Дониш", Душанбе-М., 1984, № 5, с.127-138.

53. Zavyalov A.D., Zhang Zhaocheng. Using the МЕЕ (Map of Expected Earthquakes) Algorithm in Long- and Medium-Term Earthquake Prediction in Northeast China // Journal of earthquake prediction research. China, 1993, Vol.2, No 2, p. 171-182.

54. Sobolev G.A., Chelidze T.L., Zavyalov A.D., Slavina L.B., Nikoladze V.E. Maps of expected earthquakes based on a combination of parameters // Tectonophysics, 1991, Vol.193, p.255-265.

55. Журков C.H. Кинетическая концепция в теории разрушения твердых тел

56. Вестник АН СССР, 1968, № 3, с. 46-52.108

57. Прозоров А.Г., Хадсон Д.А. Соотношение поверхностных и объемных волн в различных регионах и в цепочках взаимосвязанных землетрясений // Выч. сейсмология, М., Наука, 1974, вып.7, С. 65-81.

58. Прозоров А.Г., Хадсон ДА. Изменение крипекса перед сильными землетрясениями // Выч. сейсмология, М., Наука, 1983, вып. 15, С. 26-35.

59. ЭйбиДж.А. Землетрясения. М.: Недра, 1982, 265 с.

60. Мячкин В.К, Костров Б.В., Соболев Г.А., Шамина О.Г. Лабораторные и теоретические исследования процессов подготовки землетрясений // Изв.АН СССР, сер. Физика Земли, 1974, № 10. С. 2526-2530.

61. Брейс В.Ф., Мячкин В.И., Дитрих Дж.Х., Соболев Г.А. Две модели объяснения предвестников землетрясений // Сборник советско -американских работ по прогнозу землетрясений. Т.1. Кн.2. Душанбе-Москва: ИФЗ АН СССР. 1976. С.90-24.

62. Горшков Г.С. Вулканическое дрожание, связанное с прорывом Былинкиной // Бюл. вулканол. станций 1954. № 23. С. 33-37.

63. Горшков Г.С. Сейсмические наблюдения в 1949 г. // Бюл. вулканол. станций 1954. № 24. С. 20-39.

64. Minakami Т. Fundamental research for predicting of volcanic eruptions. Part I // Bull. Earthquake Res. Ins. 1960. N38. P. 497-544.

65. Токарев П.И. Извержения и сейсмический режим вулканов Ключевской группы (1949-1963 гг.). М: Наука, 1966. 145 С.

66. Гордеев Е.И. Природа сейсмических сигналов на активных вулканах. Автореф. дис. доктора физ.-матем. наук М., 1998. 35 с.

67. Горелъчик В.И., Сторчеус А.В. Глубокие длиннопериодные землетрясения под Ключевским вулканом // Геодинамика и вулканизм Курило-Камчатской островодужной системы. Петропавловск-Камчатский: ИВГиГ ДВО РАН, 2001. С. 373-379.

68. Сторчеус А.В. Рой длиннопериодных вулканических землетрясений, предварявших извержение Карымского вулкана в 1996 г. // Материалы ежегодной конференции, посвященной Дню вулканолога. Петропавловск-Камчатский: ИВиС ДВО РАН, 2007. С. 75-82.

69. Chouet В.A. Long-period volcano seismicity: its source and use in eruption forecasting//Nature. 1996. V. 380. P. 309-316.

70. Minakami Т., Higara S., Miyazaki Т., Utibori S. Fundamental research for predicting volcano (II) // Bull. Earthquake Res. Inst. 1969. V. 47. Pt. 5. P. 893-949.

71. Гордеев EM, Чебров B.H., Левина В.И. и др. Система сейсмологических наблюдений на Камчатке // Вулканология и сейсмология. 2006. № 3. С. 6-27.

72. Кугаенко Ю.А., Нуждина И.Н., Салтыков В.А. Особенности спектральных компонент вулканических землетрясений на примере вулканов Кизимен, Корякский, Мутновский и Горелый // Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. 2011. № 2. Вып. № 18, с. 102 113.

73. Lykov V.I., Mostrioukov А. О. Background seismity as an indicator of a crustal deformational process // J. of Earthquake Prediction Research, 1996, vol. 5, No 4, pp. 535 545.

74. Рихтер Ч.М. Элементарная сейсмология. М.: И.Л., 1963. 562 с.

75. Савич А.И. Исследование физико-механических свойств горных пород на разных масштабных уровнях // Прогноз землетрясений, Дониш, Душанбе-Москва, 1983, № 4, с.273 288.

76. Лыков В.И., Мострюков А. О., Петров В.А. Мониторинг жесткости сейсмоактивных объемов горных пород коры и мантии для решения задач геодинамики и прогноза землетрясений // «Современные проблемы сейсмологии», М., Вузовская книга, 2001, с. 84-95.

77. NCEDC Station Information http://www.ncedc.org/ncedc/station.info.html

78. NCEDC Northern California Earthquake Catalog Search http://www.ncedc.org/ncedc/catalog-search.html

79. Лыков В.И., Мострюков А.О. Природа пространственно-временных вариаций жесткости сейсмоактивных массивов горных пород разлома Сан-Андреас (Северная Калифорния) // Физика Земли. 2008. № 8. С. 63 -69.

80. Harris R.A.,Segall P. Direction of a Locked Zone at Depth on the Parkfield, California, Segment of the San Andreas Fault. J. Geophys. Res., 1987, Vol.92, No B8, p.7945-7962.

81. Keimuc-EopoK В.И., Малиновская Л.Н. Об одной закономерности возникновения сильных землетрясений // Сейсмические методы исследований. М.: Наука, 1966, стр.88-98.

82. Lykov V.I., Mostrioukov A.O., Sobolev G.A., Ponomarev A.V. The steepness of the first arraival seismograms as the tool for monitoring deformation state in a seismoactive region // ESC XXV General Assembly, 1996, Reykjavik, Iseland.

83. Рикитаки Т. Предсказание землетрясений. М:Мир, 1979, 388 с.

84. Ma Zongjin, Fu Zhengxiang at al. Earthquake Prediction. Beijing, 1989, pp.206-235.

85. Lykov V.I., Mostryukov A.O. Seismic regime of Southern California in relation to the crustal rigidity variations // Russian Journal of Earth Sciences. 2003. V. 5. № l.P. 67-73.

86. Southern California Earthquake Data Center (SCEDC) http://www.data.scec.org/

87. Murray M.H., Dreger D.S., et al. Real-time earthquake geodesy // Seismology Res. Lett. 1998. V. 69. P. 145 158.

88. Петров В.А., Мострюков А.О., Петрова Р.И. Пространственные и временные изменения типов сейсмотектонических деформаций земной коры Северной Калифорнии в зоне разлома Сан-Андреас // Физика Земли, 2004, № 9, с.41 50.

89. Лыков В.И., Мострюков А. О. Особенности процесса подготовки очага землетрясения в зоне перманентно крипующего глубинного разлома // Физика Земли. 2008, № 10, с. 93 100.

90. Лыков В.И., Мострюков А. О. Жесткость горных пород очаговой области землетрясения в период афтершоковой активности // Физика Земли. 2008, №7, С. 28-33.

91. Cousens, B.L. Magmatic evolution of Quaternary mafic magmas at Long Valley Caldera and the Devis Postpile, California: Effects of crustal contamination on lithospheric mantle-derived magmas // J. Geophys. Res., 1996, v. 101, pp. 27673 -27689.

92. USGS: Volcano Hazards Program Long Valley Caldera http://volcanoes.usgs.gov/volcanoes/long valley/

93. Langbein J. Deformation of the Long Valley Caldera, Eastern California from Mid 1983 to Mid - 1988; Measurements Using a Two - Color Geodimeter J.G.R., 1989, vol. 94, No. B4, pp. 3833 - 3849.

94. Newman A.V., Dixon Т.Н., Ofoegbu G., Dixon J. E. Geodetic and seismic constraints on recent activity at Long Valley caldera, California: Evidence for viscoelastic rheology // J. Volcan. Geoth. Res. 2001. N 105. P.183-206.

95. Лыков В.И., Мострюков А. О., Рубан В.Ф. О природе деформаций кальдеры Long Valley С. Калифорния // Вулканология и сейсмология. 2000. № 4. С. 17-18.

96. Hill D.P. Long Valley // Volcanism Network. 2001. V. 26, N 7. P. 12-14.

97. Newman A.V., Dixon Т.Н., Gourmelen N. A Four-Dimensional Viscoelastic Deformation Model for Long Valley Caldera, California, between 1995 and 2000// J. Volcanology and Geothermal Research. 2006. V. 150, N 1/3. P.244-269.

98. Лыков В. И., Мострюков А. О. Современное состояние и перспективы развития мониторинга жесткости сейсмоактивных массивов горных пород // Геофизические исследования. 2008, т.9, № 2, с. 70 — 76.113

99. Mostrioukov А. О., Lykov V.I., Petrov V.A. Variations of the Earth Crust rigidity as precursor of the great earthquakes and the first results of monitoring // Geophysical research abstracts 25-th General Assembly EGS, Nice, France, 2000, v.2

Информация о работе

Мострюков, Александр Олегович
кандидата физико-математических наук
Борок, 2012
ВАК 25.00.10

Диссертация

Мониторинг деформационного состояния сейсмоактивных объемов земной коры по первым вступлениям продольных волн слабых землетрясений - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы