Геология и Геофизика Юга России

2221-3198

Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Федеральный научный центр "Владикавказский научный центр Российской академии наук"

959

10.46698/VNC.2024.10.83.002

Геофизика

Новые данные о структуре поля поглощения S-волн Западного Прикаспия и ее связи с тектоникой и сейсмичностью

Аптикаева

О.И.

aptikaevaoi@mail.ru

Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН, Россия, 123995, г. Москва, ул. Б. Грузинская, д. 10, стр. 1

30062024

22132

2024

Геология и геофизика Юга России

Актуальность работы. В работе рассматривается распределение неоднородностей поля поглощения S-волн в верхней мантии Западного Прикаспия и прилегающих акваторий на существенно расширенной базе данных. Теоретические исследования, направленные на изучение связи свойств низов литосферы с сейсмичностью, актуальны и расширяют наши представления об условиях ее реализации. Цель исследования заключается в том, чтобы дополнить и уточнить опубликованную ранее версию распределения латеральных неоднородностей поля поглощения S-волн в районе Западного Прикаспия и прилегающих акваторий. Основанное на них представление о блоковом строении района (взаимном расположении добротных блоков и ослабленных зон) позволит более обоснованно подойти к сопоставлению их с тектоникой района исследований и сейсмичностью. Методы. В статье применен разработанный автором оригинальный подход, основанный на исследовании характеристики затухания короткопериодной сейсмической коды, позволяющий детально картировать неоднородности поля поглощения S-волн в верхней мантии. Результаты. Основываясь на существенно дополненных данных о пространственном распределении неоднородностей поля поглощения Западного Прикаспия и прилегающих акваторий, рассмотрены вариации блоковой структуры в связи с реализацией нескольких наиболее значительных землетрясений, включая Черногорское 1976 г. и Каспийское 2000 г. Удалось найти соответствие ослабленных зон, относящихся к западной части Каспийского моря с Тырныаузско-Центрально-Каспийской системой глубинных разломов и Северо-Абшеронской кольцевой системой разломов, а также ослабленных зон антикавказского простирания с выявленными в последние годы глубинными сейсмогенными разломами. Рассмотренные в работе примеры сейсмических ситуаций, сложившихся в процессе реализации наиболее заметных землетрясений, свидетельствуют об адекватности представленного блокового строения района исследований. Отмечено, что набор блоков, вовлеченных в процесс реализации каждого рассмотренного события, определяет в каждом конкретном случае состояние объекта исследований и его способность адаптироваться к воздействиям внешних факторов планетарного масштаба, например, вариациям скорости вращения Земли.

Western Caspian regioninstrumental recordscoda wavesQ-factorS-wave attenuation fieldblock with a high Q-factorweakened zonetectonicsdeep faultsseismicity

Западный Прикаспийинструментальные записикода-волныдобротностьполе поглощения S-волндобротный блокослабленная зонатектоникаглубинные разломысейсмичность

Введение Геологическим и геофизическим исследованиям глубинной структуры Кавказа и Каспия всегда уделялось большое внимание (например, [Балавадзе и др., 1966; Винник и др., 1978; Бердичевский и др., 1996; Kopnichev, Sokolova, 2019; Стогний, Стогний, 2023; Горбатиков и др., 2023]). В связи с появлением новых методов ис- следований, использующих естественные волновые поля, таких как, томография, метод приемных функций и других (например, [Lei, Zhao, 2007; Zor, 2008; Gok et al., 2011; Koulakov et al., 2012; Rogozhin et al., 2020; Vinnik et al., 2021]) в изучении глубинной структуры Кавказа и Каспия наметился существенный прогресс. Тем не менее, детали глубинного строения Кавказа остаются слабоизученными. В частно- сти, недостаточно исследованы латеральные вариации структуры мантии и их связь с тектоникой и сейсмичностью. На исследование латеральных неоднородностей структуры поля поглощения нацелены работы, основанные на характере затухания колебаний в сейсмической коде. В работе [Aptikaeva, 2020] были представлены некоторые результаты иссле- дования латеральных вариаций структуры поля поглощения в мантии Кавказского региона методом короткопериодной коды. Карта неоднородностей поля поглоще- ния Кавказа была построена по коде землетрясений, записанных станцией Кис- ловодск (KIV) сети IRIS. Впоследствии с привлечением записей землетрясений сейсмическими станциями Грузинской и Турецкой сетей карта уточнялась [Ap- tikaeva, 2022]. Тем не менее, детальность структуры поля поглощения в верхней мантии Восточного Кавказа оставляла желать лучшего. С появлением в интернете в открытом доступе записей Азербайджанской сети станций стало возможным продвинуться в этом направлении и наиболее существенно по сравнению с пре- дыдущей версией дополнить пространственное распределение неоднородностей поля поглощения Западного Прикаспия и прилегающих акваторий. Оно положено в основу представлений о блоковом строении района (взаимном расположении добротных блоков и ослабленных зон). Таким образом, появилась возможность подойти к анализу связи блокового строения с тектоникой и сейсмичностью рай- она исследований. Исходные данные и методика Для решения поставленных задач были привлечены записи землетрясений стан- циями KIV и ABKT (сети IRIS), LGD (сети GO), KARS (сети KO), DSKN, HASN, MV02, MV04 (сети AB), GO02 (сети XA) и метод короткопериодной коды, основан- ный на экспериментальных данных, свидетельствующих о том, что определяющее влияние на формирование сейсмического волнового поля оказывает структура поля поглощения и, что кода землетрясений, в основном, сформирована поперечными волнами, отраженными от многочисленных слабых субгоризонтальных границ в земной коре и мантии. Эффективная добротность Qs оценивалась путем аппрокси- <img width="18" height="1" alt="image" src="Геол.журнал №2_2024_с обл/Image_037.png" /> мации огибающих коды землетрясений кривой , где A(t) <ul id="l5"> <li style="padding-left: 13pt;text-indent: -9pt;line-height: 13pt;text-align: left;"> ампли- туда коды в окрестностях времени t; QS </li> <li style="padding-left: 15pt;text-indent: -10pt;line-height: 13pt;text-align: left;"> эффективная добротность; T – период </li> </ul> колебаний. Подробно методика описана в работах [Aptikaeva, 2020, 2022]. Результаты и их обсуждение На рис. 1 сведены все имеющиеся данные о структуре поля поглощения Запад- ного Прикаспия и смежных с ним территорий на глубинах более 200 км. <img width="492" height="450" alt="image" src="Геол.журнал №2_2024_с обл/Image_038.jpg" /> Рис. 1. Структура поля поглощения района исследований с учетом новых данных. 1 – изолинии QS; 2 – границы очаговых зон землетрясений Дагестанского 1970 г. (I) и Курчалойского 2008 г. (II); 3, 4 – эпицентры сильных землетрясений соответственно исторического и инструментального периодов с 1900 г.; 5, 6 – зоны низкой сейсмической активности в течение 1962–1991 гг. / Fig. 1. Structure of the attenuation field in study area taking into account new data 1 – quality factor isolines; 2 – boundaries of the source zones of the earthquakes Dagestan 1970 (I) and Kurchaloi 2008 (II); 3, 4 – epicenters of strong earthquakes, respectively, of the historical and instrumental period since 1900; 5, 6 – zones of low seismic activity during 1962–1991 Анализируя структуру поля поглощения в сейсмоактивных районах, мы не раз убеждались в том, что активные сейсмогенные разломы трассируют линейные зоны сильного поглощения (ослабленные зоны), например, [Aptikaeva, 2020]. В данном случае некоторые крупные элементы тектоники с глубинным заложением также на- ходят отражение в структуре поля поглощения на больших глубинах (рис. 2). Так, локализация и простирание протяженных и ярко выраженных ослабленных зон (QS=200‒250) на севере района исследований соответствует границе, разделяющей тектонические зоны Кавказа и Скифской плиты по [Трифонов и др., 2020]. Кроме того, наблюдается соответствие ослабленных зон, относящихся к западной части Каспийского моря, с Тырныаузско-Центрально-Каспийской системой глубинных (распространяющихся в мантию) разломов и Северо-Абшеронской кольцевой си- стемой разломов в рамках генерализированной модели распределения региональ- ных систем разломов Каспийского моря [Полетаева, 2013] (модель основана на комплексном анализе гравитационных, магнитных и сейсмических полей). <img width="536" height="584" alt="image" src="Геол.журнал №2_2024_с обл/Image_039.jpg" /> Рис. 2. Поле поглощения Западного Прикаспия и прилегающих акваторий с учетом новых данных. Изолинии добротности QS=200 (1); ослабленные зоны антикавказского (2) и кавказского (3) простирания; система разломов Каспийского моря по [Полетаева, 2013] (4); зоны затишья перед землетрясениями: 1976 г. Черногорским (5), 1966 г. (6) и 1981 г. (7); эпицентры землетрясений: Шемахинского 13.02.1902 (8); за период 13.02‒27.04.1902 (9); роя землетрясений 20.12.1971 г. (10); 14.01.1668 (11); за период 1.04.1668‒18.08.1671 (12); 2012 г. (13) На врезках сейсмические ситуации землетрясений. а – Черногорского: события, предшествующие землетрясению за периоды 2.08.1975–26.01.1976 (1) и 17.07–27.07.1976 (2); главный толчок (3); афтершоки (4); б, в – события, предшествующие землетрясениям 1966 и 1981 гг., их очаги и афтершоки (1-3) / Fig. 2. Attenuation field of the Western Caspian region and adjacent territories, taking into account new data. Quality factor QS=200 isolines (1); weakened zones of anti-Caucasian (2) and Caucasian (3) strike; fault system of the Caspian Sea according to [Poletaeva, 2013] (4); quiescent zones before earthquakes: 1976 Chernogorsk (5), 1966 (6) and 1981 (7); earthquake epicenters: Shemakhi 02/13/1902 (8); for the period 13.02-27.04.1902 (9); earthquake swarm on December 20, 1971 (10); 01/14/1668 (11); for the period 04/01/1668-08/18/1671 (12); 2012 (13) Insets show seismic situations of earthquakes. a – Chernogorsk: events preceding the earthquake for the periods 08/2/1975–01/26/1976 (1) and 07/17–07/27/1976 (2); main shock (3); aftershocks (4); b, c – events preceding the earthquakes of 1966 and 1981, their sources and aftershocks (1-3) Разломы кавказского простирания проявляются в поле поглощения, в большин- стве своем, локальными участками ослабленных зон (см. рис. 2). Это объясняется, скорее всего, тем, что в пределах разломов кавказского простирания сейсмоактив- ными (т.е. информативными для метода короткопериодной коды) являются лишь их отдельные сегменты небольшой длины. С такими разломами были связаны очаги сильнейших землетрясений конца XX века Дагестанского 1970 г., Рачинского 1991 г., Черногорского 1976 г., Онийского 2009 г., Барисахского 1992 г., структура поля поглощения в очаговых зонах некоторых из них описана в [Aptikaeva, 2020]. Более ярко выражены ослабленные зоны антикавказского простирания (см. рис. 2). Отметим, что с помощью разработанного в последние годы метода выявления сейсмогенерирующих зон глубинных разломов по проявлениям слабой сейсмично- сти обнаружены глубинные разломы антикавказского (ЮЗ-СВ) простирания [Mam- madli, Rogozhin, 2018]. Эти разломы долгое время оставались недооцененными в качестве опасных сейсмогенерирующих структур, хотя с некоторыми из них связа- ны очаги сильных землетрясений, например, Курчалойского землетрясения 2008 г. с М=5.6. Структура поля поглощения в пределах очага этого землетрясения вклю- чает ослабленные зоны северо-восточного простирания [Aptikaeva, 2020]. В последнее время к этой теме авторы обращаются все чаще. Например, в ра- боте [Yetirmishli et al., 2019] как основные сейсмогенные разломы, среди прочих, упоминаются Казах-Сигнахский, Шарур-Загатальский и Гянджачай-Алазанский разломы, которые ассоциируются с ослабленными зонами в западной части рай- она исследований, а в работе [Етирмишли и др., 2023] обсуждается сейсмичность Азербайджана в 2018‒2019 гг., связанная с Западно-Каспийским, Таирджачай-Са- льянским, Астара-Дербендским и Гызылбогаз-Девечинским разломами, которые большими сегментами совпадают с ослабленными зонами в восточной его части. Как известно, сейсмическому затишью перед сильным событием отвечает со- стояние консолидированного блока, когда при данном уровне тектонических напря- жений составляющие его малые блоки занимают такое положение, что их взаимные перемещения отсутствуют. Так, зона затишья, сформировавшаяся перед Черногор- ским землетрясением 1976 г., включает несколько малых блоков. Границы боль- шого блока совпадают с долгоживущими ослабленными низкодобротными зонами, а ослабленные зоны, разделяющие малые блоки, проявляются время от времени. Сейсмическую активизацию, предшествующую этому землетрясению можно раз- бить на несколько этапов: с 2.08.1975 по 26.01.1976 гг. эпицентры событий оконту- рили зону затишья по долгоживущим ослабленным зонам (см. рис. 2 врезка а), по мере приближения к моменту возникновения главного события (28.07.1976 г.) они стягивались к его очагу, а с 17.07 по 27.07.1976 г. практически окружили его. Развитие сейсмической ситуации в процессе реализации этого землетрясения описывает случай, когда зона затишья, которая может быть ассоциирована с от- носительно консолидированным объемом, сокращается от периферии к центру. Не исключено, что в данном случае работает схема деконсолидации периферийных участков консолидированного блока в результате флюидизации. Судя по локали- зации афтершоков (см. рис. 2 врезка а) процесс завершается полной деструкцией ранее консолидированного объема. Проанализировав сейсмическую ситуацию за год, предшествующий землетря- сению 1966 г., можно сказать, что по завершении процесса его подготовки три ма- лых блока объединились в большой (рис. 2 врезка б). В результате афтершокового процесса большой консолидированный блок лишился малого восточного блока. Консолидированный блок, сложившийся перед двумя последними из серии зем- летрясений M=4.5‒5.2, которые произошли 19, 29 ноября и 2 декабря 1981 г. (№1-3 на рис. 2 врезка в), оконтурили предшествующие им события. Очаги сильных зем- летрясений локализованы на границе консолидированного блока, а их афтершоки компактно расположены вокруг очагов сильных событий. В данном случае процесс развивается не по пути разрушения консолидированного блока, а посредством его движения по долгоживущим ослабленным зонам и передачи напряжений в сосед- ние блоки. Таким образом, консолидированный блок сохранил свои размеры. Следует отметить, что на изучаемой территории имеют место зоны очень низкой сейсмической активности в течение длительного времени (см. рис. 1). Такие зоны можно рассматривать в качестве консолидированных блоков на том основании, что в иерархически построенных блочных средах в течение некоторого времени могут существовать большие блоки, в пределах которых взаимные перемещения состав- ляющих их малых блоков (относительно слабые землетрясения) отсутствуют. Сами же большие блоки могут перемещаться, результатом чего могут быть крупные со- бытия, приуроченные к границам этих блоков. Большинство приведенных на рис. 1 землетрясений приурочены к границам добротных блоков или принятых нами в качестве блоков зон низкой сейсмической активности. Обращает на себя внимание повышенная концентрация очагов с M>6.0 вокруг крупного добротного блока в зоне Южного Каспия. К этому блоку приурочены еще несколько землетрясений с магнитудой M=6.0‒6.3. Рассматривая этот факт со- вместно с вариациями скорости вращения Земли, можно заметить, что моментам возникновения пяти близких по магнитуде событий в зоне Южного Каспия соот- ветствуют близкие скорости вращения Земли (рис. 3а), иными словами, в этом ме- сте максимальные напряжения, которые способен накопить блок, реализуются в виде сильных событий, под воздействием схожих внешних факторов. <img width="576" height="137" alt="image" src="Геол.журнал №2_2024_с обл/Image_040.jpg" /> Рис. 3. Моменты возникновения описанных в работе землетрясений на фоне вариаций скорости вращения Земли1; землетрясения: 1 – 1911, 1961, 1963, 1986, 1989 и 2000 гг., 2 – 1966, 1976 и 1981 гг., 3 – 1668 г., 4 – 1902 г., 5 – 1971 г., 6 – 2012 г. / Fig. 3. Moments of occurrence of the earthquakes described in the work against the background of variations in the Earth’s2 rotation speed; earthquakes: 1 – 1911, 1961, 1963, 1986, 1989 and 2000, 2 – 1966, 1976 and 1981, 3 – 1668, 4 – 1902, 5 – 1971, 6 – 2012 Рассмотрим сейсмическую ситуацию в зоне Южного Каспия в процессе реали- зации двух из шести упомянутых Каспийских землетрясений ‒ 1963 и 2000 гг. В обоих случаях в сейсмический процесс были вовлечены большие добротные объ- <img width="97" height="1" alt="image" src="Геол.журнал №2_2024_с обл/Image_041.png" /> 1 Временной ряд вариаций скорости вращения Земли любезно предоставлен Н.С. Сидоренковым. 2 The time series of variations in the Earth's rotation speed was kindly provided by N.S. Sidorenkov. емы, что позволило реализоваться землетрясениям большой силы, хотя процессы реализации приуроченных к ним землетрясений отличались. Землетрясение 2000 г. произошло в условиях роста скорости вращения Земли (см. рис. 3а) и сжатия ее поверхности, когда малые блоки занимают наиболее ком- пактное положение, при этом большой блок становится более консолидированным. С начала 1999 г. по март 2000 г. в юго-восточной части района исследований сфор- мировалась обширная зона затишья (рис. 4а), которую можно ассоциировать с та- ким блоком. <img width="555" height="219" alt="image" src="Геол.журнал №2_2024_с обл/Image_042.jpg" /> Рис. 4. Сейсмическая ситуация в процессе реализации Каспийских землетрясений 2000 (а) и 1963 гг. (б). 1, 2 – зоны затишья, сформировавшиеся перед землетрясениями 27.01.1963 г. и 25.11.2000 г.; 3, 4 – направление их сейсмического процесса; 5 – ослабленные зоны; 6 – эпицентры землетрясений К>11, предшествующих главным событиям, 7 – их афтершоки; 8, 9 – главные толчки и связанные с ними сильные события / Fig. 4. Seismic situation during the implementation of the Caspian earthquakes of 2000 (a) and 1963. (b). 1, 2 – quiescent zones formed before the earthquakes of January 27, 1963 and November 25, 2000; 3, 4 – direction of their seismic process; 5 – weakened zones; 6 – epicenters of K>11 earthquakes preceding the main events, 7 – their aftershocks; 8, 9 – main shocks and strong events associated with them Зона охватывает несколько добротных блоков и линейную ослабленную зону субмеридионального простирания. С марта по сентябрь 2000 г. по периферии зоны затишья произошло 5 землетрясений энергетического класса К>11.0, а 25 ноября произошли два, следующих друг за другом, сильных К=13.5 и 14.2 землетрясения с близкими эпицентрами (см. рис. 4а). Основные афтершоки в данном случае лока- лизованы компактно. Перед другим землетрясением 27.01.1963 г. (M=6.2), относящимся к тому же блоку, также сформировалась зона затишья (рис. 4б). С блоком она граничит по протяженной ослабленной зоне антикавказского простирания, вдоль которой лока- лизованы эпицентры предшествующих главному толчку событий и его афтершоки. Компактное положение эпицентров афтершоков землетрясения 2000 г. (период быстрого роста скорости вращения Земли) говорит о переупаковке малых блоков в пределах большого, тогда как, эпицентры форшоков, предшествующих сильному землетрясению 1963 г., и его афтершоков, расположенные вдоль ослабленной зоны, указывают на деструкцию сложившегося перед сильным событием объекта в пери- од снижения скорости вращения Земли. Каждое из этих землетрясений может быть примером, демонстрирующим про- цесс перераспределения напряжений вдоль ослабленных зон (стрелками показана последовательность событий). В случае Каспийского землетрясения 2000 г. сброс напряжений в его очаге вполне мог спровоцировать Балханское землетрясение 2000 г. с M=7.3 на противоположном берегу Каспия (они произошли с интервалом всего в несколько дней 25.11‒6.12). Сценарий землетрясения 1963 г. сложнее. Предшествующие ему события мар- та‒августа 1962 г. в северной части района могли спровоцировать землетрясение на юге в сентябре 1962 г. с М=7.2, которое, в свою очередь, спровоцировало землетря- сение 27 января 1963 г. с М=6.2 на севере. Между очагами двух сильных событий расположена ослабленная зона субмеридионального простирания. Рассмотрим в этом контексте несколько знаковых событий, произошедших в контрастные по скорости вращения Земли периоды. Сильнейшее Шемахинское землетрясение 1902 г. с М=6.9 относится к периоду минимальных за последние 450 лет среднегодовых значений скорости вращения Земли (рис. 3б). Кроме Ше- махинского землетрясения обращает на себя внимание рой из 5 землетрясений с К=12‒13 (20 декабря 1971 г.), который приходится на минимум скорости вращения Земли 70-х годов прошлого века. Последовательность эпицентров первых афтершоков Шемахинского земле- трясения 1902 г. локализована по простиранию Западно-Каспийского сдвигового разлома (см. рис. 2). В том же направлении ориентированы и эпицентры событий, последовавших за роем 1971 г. В направлении антикавказских разломов ориентиро- ваны также афтершоки землетрясений Каспийского 1963 г. и описанного выше зем- летрясения 1966 г. Они относятся к периоду снижения скорости вращения Земли. Напрашивается вывод, что реализация таких событий в зонах разломов антикав- казского простирания является способом адаптации к внешним воздействиям этого геодинамического объекта в условиях снижающейся скорости вращения Земли или ее минимальных среднегодовых значений. В непосредственной близости к очаговой зоне Шемахинского землетрясения 1902 г. 14.01.1668 г. произошло землетрясение с М=7.8 (его эпицентры по разным данным: I – (Специализированный каталог землетрясений для задач общего сейс- мического районирования территории Российской Федерации. Ред. Уломов В.И., Медведева Н.С.) и II - [Никонов, 1982] показаны на рис. 2). Это землетрясение про- изошло на фоне высоких значений скорости вращения Земли. Эпицентры событий, которые могут быть ассоциированы с этим землетрясением ориентированы в на- правлении параллельном оси горного сооружения Большого Кавказа. На фоне вы- соких или растущих значений скорости вращения Земли произошли также: серия землетрясений с M>5.0 в 2012 г., землетрясения ноября‒декабря 1981 г., а также землетрясения К>11.0 марта–сентября 2000 г., которые локализованы по перифе- рии зоны затишья перед Каспийским землетрясением 2000 г. Очаги этих событий также расположены вдоль оси горного сооружения Большого Кавказа. Реализация таких землетрясений в зоне взбросо-надвиговых разломов является способом адап- тации к внешним воздействиям данного геодинамического объекта, в условиях максимальной или растущей скорости вращения Земли. Выводы На основе существенно расширенной по сравнению с предыдущими исследова- ниями базы данных проведен анализ связи блокового строения Западного Прика- спия и прилегающих акваторий с тектоникой и сейсмичностью. При этом выявлено соответствие ослабленных зон, относящихся к западной части Каспийского моря, с Тырныаузско-Центрально-Каспийской системой глубинных разломов и Северо-Аб- шеронской кольцевой системой разломов. Разломы кавказского простирания про- являются в поле поглощения локальными участками ослабленных зон. Более ярко выражены ослабленные зоны антикавказского простирания, которые соотносятся с ориентированными в том же направлении глубинными разломами. Рассмотренные в работе примеры сейсмических ситуаций, сложившихся в про- цессе реализации наиболее заметных землетрясений, свидетельствуют об адекват- ности представленного блокового строения района исследований. Из анализа сейсмичности района исследований на фоне вариаций скорости вращения Земли следует, что адаптация его геодинамических объектов к внешним воздействиям в условиях минимальной, а также снижающейся среднегодовой ско- рости вращения Земли осуществляется за счет реализации сильных и умеренных землетрясений в зоне разломов антикавказского простирания. Тогда как, в условиях роста или максимальной среднегодовой скорости вращения Земли способом адап- тации геодинамических объектов к внешним воздействиям является реализация землетрясений в зонах разломов кавказского простирания.