Способ определения параметров структуры разломной трещиноватости литосферы

Изобретение относится к области сейсмологии и может быть использовано для выделения и технического контроля структуры разломной трещиноватости литосферы. Сущность: на основе экспериментальных материалов разнесенных на поверхности сейсмических станций строят карту эпицентров землетрясений исследуемой территории. Выбирают сравнительно однородные участки поля эпицентров землетрясений. Создают векторную диаграмму азимутов последовательности землетрясений. Векторную диаграмму преобразуют в матрицу азимутальных параметров. Выполняют разделение матрицы по частоте реализации используемого параметра в выбранном угле-секторе каждого азимута. Строят розу-диаграмму и азимутально-временную диаграмму используемого параметра. На диаграммах выделяют устойчивую во времени зону азимутальной анизотропии как временную структуру разломной трещиноватости литосферы. По азимутально-временной диаграмме определяют вариации структуры разломной трещиноватости во времени. По розе-диаграмме определяют форму, длину, ширину и ориентацию структуры разломной трещиноватости. Технический результат: повышение достоверности определения формы, размеров, ориентации и времени активизации структуры разломной трещиноватости литосферы в связи с использованием нескольких параметров. 10 ил.

 

Предлагаемое решение относится к сейсмологии и может быть использовано для выделения и технического контроля структуры разломной трещиноватости литосферы по инструментальной регистрации землетрясений и обработке данных.

На протяжении полувека трещины и разломы исследуются методами структурной геологии и тектонофизики [Гзовский М.В. Основы тектонофизики. М.: Наука, 1975. 536 с.]. В рамках этих дисциплин определяют азимуты и углы падения трещин и разломов верхней части литосферы, подсчитывают количество трещин и разломов с определенными азимутами и углами падения и по этой статистике строят розы-диаграммы и круговые диаграммы, характеризующие трещиноватость среды. Частота, ориентировка, размер, тип и вид разрывных деформаций предопределяют трещиноватость геологической среды, которая оказывает существенное влияние на важнейшие физико-механические свойства горных пород, определяя их прочность и устойчивость, а также условия обводнения и формирования месторождений полезных ископаемых. Под трещиноватостью геологической среды понимают совокупность трещин и разломов, нарушающих монолитность горных пород и литосферы: трещины и разломы, имеющие близкую пространственную ориентировку, относятся к единым системам и формируют структуру трещиноватости. Исходя из определения [Философский энциклопедический словарь // Под ред. Л.Ф. Ильичева, П.Н. Федосеева, С.М. Ковалева, В.Г. Панова. М.: Советская энциклопедия, 1983. 840 с.], структура разломной трещиноватости может быть представлена следующими параметрами: расположением, формой, размерами, ориентацией и временным порядком проявления совокупности устойчивых связей.

Одним из основных классификаторов в иерархии системы трещины и разломов являются их размеры. Этот классификатор позволяет разделить трещины и разломы в зависимости от их длины в последовательности: дефекты в кристаллической решетке минералов или зародышевые трещины (длина порядка микронов); микротрещины (сантиметры); макротрещины (метры). Крупные локальные разрывные нарушения (сотня метров - первые километры), региональные и глубинные разломы (десятки километров), включая трансконтинентальные линеаменты (сотни километров), рассматриваются на планетарном уровне как структуры разломной трещиноватости литосферы Земли. С позиций механики разрушений тектоническая трещиноватость массива горных пород и литосферы обусловлена структурными элементами разных уровней, которые находятся под воздействием со-масштабных полей напряжений и деформаций [Рац М.В., Чернышев С.Н. Трещиноватость и свойства трещиноватых горных пород. М.: Недра, 1976. 164 с.; Гончаров М.А., Талицкий В.Г., Фролова Н.С. Введение в тектонофизику. М.: КДУ, 2005. 496 с.; Ребецкий Ю.Л. Тектонические напряжения и прочность горных массивов. М.: Наука, 2007. 406 с.]. К неоднородностям IV уровня относят дефекты кристаллической решетки минералов, составляющих породу. В качестве неоднородностей III уровня выделяют микротрещины, разбивающие отдельные кристаллы и небольшие участки горной породы (размер по длине 0.01 мм - 10 см). Более крупными объектами, влияющими на геодинамическое состояние массива горных пород, считают макротрещины (10 см - 100 м), которые выступают в качестве структурных неоднородностей II порядка. Среди самых крупных структур I и 0 уровня выделяют разрывы (100 м - 10 км и выше), связанные с региональными структурно-формационными зонами и полями тектонических напряжений и деформаций.

Длины разрывов крупных структур соответствуют сейсмотектоническим деформациям на макро- мезо- и мега-масштабах среды, отраженных в классификации по магнитуде или энергетическому классу землетрясений (от слабых землетрясений к сильным и катастрофическим). Разрывы длиной свыше 100 метров возникают при слабых землетрясениях с энергетическим классом K_P≥8 [Ризниченко Ю.В. Размеры очага корового землетрясения и сейсмический момент // Исследования по физике землетрясений. М.: Наука, 1976. С. 9-27; Ключевский А.В., Демьянович В.М. Сейсмодеформированное состояние земной коры Байкальского региона / Доклады Академии наук. 2002. Т. 382. №6. С. 816-820.]. Вдоль поверхностей трещин при их формировании всегда происходит нарушение первичных связей между структурными элементами пород или минералов (ячейками кристаллической решетки минералов, контактов между зернами минералов и т.д.), которые указывают на разрыв сплошности горных пород, что близко соответствует определению очага тектонического землетрясения, как "… разрыва сплошности материала Земли" [Костров Б.В. Механика очага тектонического землетрясения. М.: Наука, 1975. 175 с.]. Определение очага землетрясения как разрыва сплошности материала Земли возникающего под действием сдвиговых упругих напряжений, накопленных в процессе тектонической деформации, позволяет отождествить землетрясения с хрупкими разрушениями литосферы в зонах разломов. В настоящее время общепринято, что процесс развития разломов и разломных зон является определяющим при разрушении горных пород при землетрясениях.

В тектонофизике разломы характеризуются не только слоем тектонитов главного сместителя, но и значительным объемом горных пород (разломной зоной) в которой происходят разрывные деформации крупного (землетрясения) и мелкого (трещины) уровня [Семинский К.Ж. Внутренняя структура континентальных разломных зон. Тектонофизический аспект. Новосибирск: Изд-во СО РАН, Филиал "ГЕО", 2003. 244 с.]. Экспериментально установлено, что максимумы диаграмм трещин-разрывов в разломных зонах соответствуют ориентации главных разломных структур и трещинообразование является отражением процесса разломообразования. Показано, что применение розы-диаграммы и круговой диаграммы позволяет описать трещиноватость разломной зоны каждой иерархии разрывов и совокупности иерархий в целом. В структурной геологии и тектонофизике хорошо известны условия применения диаграмм, а способы их построения детально отработаны. В полевых условиях собирают фактический материал, в процессе камеральных работ выполняют азимутальное разделение трещин и разломов по секторам заданного угла, подсчитывают количество данных, попадающих в сектор определенного азимута, и строят розу-диаграмму, характеризующую азимутальное распределение исследуемого материала. Более сложны круговые диаграммы, в которых азимут и угол падение трещин и разломов задают картину распределения плотности данных в координатах стереографической проекции Вульфа. Использование таких диаграмм позволяет охарактеризовать частоту реализации материала в каждом азимуте выбранного сектора разбиения, выявить неоднородности и зоны азимутальной анизотропии как участки и области повышенной трещиноватости среды и определить параметры структуры трещиноватости на исследуемом масштабном уровне.

Аналогом применения розы-диаграммы в сейсмологии является способ обнаружения очагов землетрясений (патент RU 2205431), содержащий этапы, на которых:

- осуществляют регистрацию собственного излучения подстилающей поверхности по двум каналам приема в виде зависимости амплитуд сигнала А (х, у) от пространственных координат,

- формируют результирующую матрицу изображения из попиксельных отношений амплитуд сигнала в этих каналах,

- выделяют контуры на результирующем изображении и вычисляют фрактальную размерность изображений участков внутри выделенных контуров,

- дополнительно собственное излучение принимают антенной с линейной поляризацией по двум, разнесенным по диапазону частот, каналам приема,

- синтезированную матрицу формируют из попиксельных отношений амплитуд сигнала канала меньшей длины волны к большей,

- вычисляют розы-диаграммы линеаментов последовательности фрагментов синтезированного изображения,

- осуществляют генерализацию азимутов розы-диаграмм линеаментов и получают "образ" очага в виде поля направлений осей сжатия,

- по форме направлений осей сжатия, фрактальной размерности фрагмента изображения внутри генерализованного "образа" судят о принадлежности участка подстилающей поверхности к проекции очага землетрясения на земную поверхность.

Недостатки решения:

- достоверность формирования результирующей матрицы изображения зависит от количества каналов приема;

- априорная неопределенность разбиения матрицы изображения на контуры и участки искажает числовые характеристики фрактальной размерности в пограничных областях;

- неоднозначность разбиения матрицы изображения снижает точность.

Наиболее близким по технической сущности (прототипом) является способ сейсмической разведки горных пород (патент RU 2467356), содержащий этапы, на которых:

- размещают на поверхности Земли за пределами площади обзора сейсмические локаторы, которые фокусируют излучение и прием сейсмических волн,

- получают объемную матрицу значений энергии рассеянных волн в каждой точке сканирования,

- по объемной матрице значений энергии судят об объемном распределении трещиноватости в изучаемом массиве горной породы,

- для каждой заданной точки сканирования изучаемого массива горной породы строят азимутальную векторную диаграмму нормированной энергии рассеянных волн,

- диаграмму идентифицируют с роза-диаграммой трещиноватости,

- для повышения достоверности определения основных и второстепенных направлений трещиноватости по получаемой роза-диаграмме обзор изучаемого массива горных пород проводят из не менее двух локаторов, расположенных таким образом, чтобы заданные точки сканирования обозревались по не менее двум ортогональным направлениям.

Недостатки решения:

- В реальных условиях исключить многофакторное влияние на характеристики зеркально отраженной волны невозможно достаточно корректным образом, чтобы получить результаты о пространственном распределении трещиноватости с необходимой достоверностью;

- достоверность определения направлений трещиноватости по розе-диаграмме зависит от количества применяемых локаторов, что удорожает исследование крупных площадей обзора из-за увеличения количества локаторов.

Задачей предлагаемого изобретения является разработка способа определения параметров структуры разломной трещиноватости литосферы по азимутальному распределению землетрясений с целью технического контроля разломной трещиноватости литосферы.

Поставленная задача решается предлагаемым способом определения параметров структуры разломной трещиноватости литосферы по азимутальному распределению землетрясений, при котором по экспериментальным материалам разнесенных на поверхности сейсмических станций строят карту эпицентров землетрясений исследуемой территории, для сравнительно однородных участков поля эпицентров землетрясений создают векторную диаграмму азимутов последовательности землетрясений, диаграмму преобразуют в матрицу азимутальных параметров, выполняют разделение матрицы по частоте реализации используемого параметра в выбранном угле-секторе каждого азимута, строят розу-диаграмму используемого параметра, при этом дополнительно строят азимутально-временную диаграмму используемого параметра, выделяют устойчивую во времени зону азимутальной анизотропии, зону азимутальной анизотропии идентифицируют как временную структуру разломной трещиноватости литосферы, по азимутально-временной диаграмме определяют вариации структуры разломной трещиноватости во времени, а по розе-диаграмме определяют форму, длину, ширину и ориентацию структуры разломной трещиноватости.

Иными словами, по заявленному способу сейсмическими станциями осуществляют регистрацию землетрясений и определяют параметры очагов землетрясений. Формируют выборку землетрясений исследуемой территории и строят карту распределения эпицентров землетрясений. Затем по карте эпицентров землетрясений для сравнительно однородных участков создают матрицу азимутальных параметров как векторную диаграмму азимутов от эпицентра первого землетрясения ко второму, от второго к третьему и т.д. до последнего землетрясения. При заданном угле-секторе по матрице строят розу-диаграмму и азимутально-временную диаграмму распределения выбранного для анализа параметра. На диаграммах выделяют зону азимутальной анизотропии, идентифицируют зону как структуру разломной трещиноватости литосферы исследуемой территории, определяют ее параметры и устанавливают особенности поведения во времени.

Изобретение поясняется чертежами, где:

Фиг. 1. Карта эпицентров и изолиний плотности эпицентров в площадках 0.2°×0.3°, полученная для 50000 синтезированных землетрясений.

Фиг. 2. Карта векторной диаграммы азимутов последовательности 2000 (а) и 5000 (б) синтезированных землетрясений.

Фиг. 3. Розы-диаграммы распределения 50000 синтезированных землетрясений по секторам в 10 градусов. Параметры: N - число землетрясений, R и Т, V=R/T - среднее расстояние (км) и среднее время (сутки) между землетрясениями, средняя скорость (км/сутки).

Фиг. 4. Азимутально-временные диаграммы распределения 50000 синтезированных землетрясений по секторам в 10 градусов с шагом в один год. Обозначения аналогичны Фиг. 3.

Фиг. 5. Карта эпицентров и изолиний плотности эпицентров в площадках 0.2°×0.3°, построенная для 52700 землетрясений Байкальского региона (1964-2013 годы). 1 - основные разломы, 2 - впадины, 3 - озера, 4 - границы и номера районов, 5 - изолинии плотности эпицентров, 6 - эпицентры представительных землетрясений с магнитудой M_LN≥2.5 (энергетический класс K_P>8).

Фиг. 6. Карта векторной диаграммы азимутов последовательности 4122 землетрясений Байкальского региона.

Фиг. 7. Карта эпицентров и изолиний плотности эпицентров в площадках 0.2°×0.3°, построенная для 38118 землетрясений Байкальского региона (1964-2013 годы) в круге радиусом 650 км.

Фиг. 8. Карта векторной диаграммы азимутов последовательности 6842 землетрясений Байкальского региона за 1964-2013 годы в круге радиусом 650 км.

Фиг. 9. Розы-диаграммы распределения 52700 землетрясений Байкальского региона по секторам в 10 градусов. Обозначения аналогичны Фиг. 3.

Фиг. 10. Азимутально-временные диаграммы распределения 52700 землетрясений Байкальского региона по секторам в 10 градусов с шагом в один год. Обозначения аналогичны Фиг. 3.

Техническая сущность способа состоит в следующем:

В современном представлении процесс разломообразования и сейсмический процесс отражают эволюцию одной динамической системы - разломной зоны сдвига [Scholz С.Н. The mechanics of earthquakes and faulting. Cambridge, University Press, 2002. 470 р.]. Пространственная приуроченность сильных землетрясений к зонам основных разломов, отмечаемая во множестве исследований, сыграла главную роль на начальном этапе развития глобальной тектоники плит - поскольку землетрясения происходят на границах между литосферными плитами и блоками, распределение эпицентров использовалось для картирования границ, как зон повышенной разломной трещиноватости [Sykes L. Mechanism of earthquakes and nature of faulting on the mid-oceanic ridges // J. of Geophys. Res. 1967. V. 72. P. 2131-2153.; Isack В., Oliver J., Sykes L.R. Seismology and the new global tectonics // J. of Geophys. Res. 1968. V. 73. P. 5855-5899; McKenzie D.P., Parker D.L. The North Pacific: an example of tectonics on a sphere // Nature. 1967. V. 216. P. 1276-1280.; Tapponnier P., Molnar P. Active faulting and Cenozoic tectonics of the Tien-Shan, Mongolia and Baikal region // J. Geophys. Res. 1979. V. 84. P. 3425-3459.]. Между разломами и эпицентральным полем землетрясений установлена связь, используемая в линеаментно-доменно-фокальной модели сейсмического районирования территорий [Уломов В.И. Глобальная упорядоченность сейсмогеодинамических структур и некоторые аспекты сейсмического районирования и долгосрочного прогноза землетрясений / Сейсмичность и сейсмическое районирование Северной Евразии. М.: ОИФЗ, 1993. Вып. 1. С. 24-44.; Комплект карт общего сейсмического районирования территории Российской Федерации. М.: ОИФЗ, 1999. 57 с.]. Поскольку наиболее сильные землетрясения генерируются литосферными блоками высшего иерархического уровня, то обусловленность их наиболее крупными разломами постулируется [Садовский М.А., Болховитинов Л.Г., Писаренко В.Ф. Деформирование геофизической среды и сейсмический процесс. М.: Наука, 1987. 101 с.].

Таким образом, связь между разломной трещиноватостью литосферы и землетрясениями установлена во множестве публикаций. Многочисленные экзогенные трещины-разрывы являются следствием хрупких разрывных деформации горных пород при тектонических процессах, они имеют небольшие размеры, что позволяет соотнести их природу с землетрясениями малых энергетических классов. Редкие землетрясения более высокого уровня формируют разломы-разрывы большей длины, а единичные самые сильные землетрясения происходят при разрыве протяженных генеральных разломов (линеаментов). Число возникающих разрывов (n) и их длина находятся в обратной зависимости [Гзовский М.В. Основы тектонофизики. М.: Наука, 1975. 536 с.], как и в распределении землетрясений по магнитуде (закон Гутенберга-Рихтера [Gutenberg В., Richter C.F. Magnitude and Energy of Earthquakes. Science. 1936. V. 83. P. 183-185.]). Чем более крупные возникают разрывы, тем число их в данном блоке литосферы меньше: установленная зависимость между этими величинами имеет вид .

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

Таковы предпосылки, оказавшие влияние на техническую сущность предлагаемого способа и технологию его реализации. Нужно подчеркнуть, что, в отличие от поверхностно обнаженных экзогенных трещин и разломов, землетрясения в подавляющем большинстве случаев не создают разрывных проявлений на земной поверхности: исключение составляют только отдельные сильные землетрясения с вышедшим на поверхность разрывом [Bonilla М.G. Historic surface faulting in continental United States and adjacent part of Mexico / U.S. Geological Survey Open-File Report. 1967. 36 P.; also U.S. Atomic Energy Commission Report TID 24124. 1967. 36 Р.]. Поэтому приемы и методы построений, применяемые при изучении трещиноватости горных пород по данным о поверхностно обнаженных трещинах и разломах, следует усовершенствовать, что и составляет техническую суть способа определения параметров структуры разломной трещиноватости литосферы по азимутальному распределению землетрясений.

В каталогах землетрясения характеризуются пятью параметрами: координатами гипоцентров (долгота ϕ, широта λ, глубина h), временем возникновения t₀ и энергетическим классом K_P (иногда магнитудой М). Можно отметить, что глубины гипоцентров землетрясений определялись редко и с высокой погрешностью, и по этой причине каталоги землетрясений более полувека анализируются по четырем основным параметрам - долготе, широте, энергетическому классу и времени возникновения [Бунэ В.И., Гзовский М.В., Запольский К.К. и др. Методы детального изучения сейсмичности / Труды ИФЗ АН СССР. М.: Изд-во АН СССР. 1960. №9 (176). 327 с.]. В таком случае для исследования структуры разломной трещиноватости литосферы по данным о землетрясениях можно привлечь только эти четыре параметра. Непосредственная физическая связь между землетрясениями, происходящими в литосфере исследуемой территории (геологической среде определенного объема подвергнутой тектоническим деформациям), может возникать только по пространству. Связь по времени и по энергетическому классу вторична, она является отражением факта возникновения землетрясения в определенной точке пространства и является производной от координат землетрясений.

Для изучения взаимосвязи землетрясений нами разработан способ определения параметров структуры разломной трещиноватости литосферы по азимутальному распределению землетрясений, в котором основную информационно-техническую нагрузку несет распределение эпицентров землетрясений на поверхности исследуемой территории и последовательность реализации землетрясений. Выборка землетрясений анализируется на предмет связи эпицентров последовательных землетрясений, как разрывов-разломов в литосфере: от координат эпицентра первого в выборке землетрясения ко второму, от второго - к третьему и т.д. до последнего толчка в анализируемой выборке данных. По выборке эпицентров землетрясений для относительно однородных участков создается матрица азимутальных параметров как векторная диаграмма азимутов от эпицентра первого землетрясения ко второму, от второго к третьему и т.д. до последнего землетрясения. Для расширения возможностей исследования в матрице азимутальных параметров учитываются как кинематические, так и динамические параметры землетрясений. При заданном угле-секторе по данным матрицы строят розу-диаграмму и азимутально-временную диаграмму распределения выбранного для анализа параметра. На диаграммах выделяют зону азимутальной анизотропии, зону идентифицируют как структуру разломной трещиноватости литосферы, определяют параметры структуры, а также исследуют особенности поведения структуры во времени. Техническая сущность способа базируется на экспериментально установленных фактах приуроченности землетрясений к зонам разломов: все землетрясения произошли на разломах. Можно отметить, что распределение эпицентров землетрясений на поверхности континентов иногда наблюдается в виде достаточно широких полос, а некоторое рассеяние эпицентров землетрясений обусловлено погрешностями определения координат эпицентров. Однако статистика большого количества азимутов, обусловленная статистикой большого количества происходящих землетрясений, дает возможность нивелировать эти рассеяния, и выделить азимутальную анизотропию среды как единую структуру разломной трещиноватости литосферы с целью определения параметров и временного анализа.

Модельный пример. В качестве модельного примера приведем результаты исследования разломной трещиноватости по азимутальному распределению синтезированных 50000 землетрясений. Нами генерируются выборки из 50000 землетрясений, распределенных на поверхности случайным образом с постоянной плотностью вероятности. Затем эти выборки делятся на 50 частей по 1000 землетрясений, каждая из которых перегенерирована во времени с формированием случайного распределения с постоянной плотностью вероятности реализации землетрясений в пределах одного года. В целом формируется синтетический каталог из 50000 землетрясений, случайно распределенных по поверхности; этот каталог имитирует 50 лет регистрации по 1000 землетрясений в год, случайным образом распределенных в пределах каждого года (можно условно интерпретировать как каталог землетрясений с 1964 по 2013 год). В силу приуроченности землетрясений к разломам, такой синтезированный каталог может быть "сформирован" случайным, неструктурированным и без пространственных особенностей распределением разломов в "модельной" литосфере, иными словами в "модельной" литосфере не должно быть структуры разломной трещиноватости.

Исследование распределений эпицентров синтезированных 50000 землетрясений осуществлено для поверхности круга и квадрата: результаты, полученные для этих фигур, фактически одинаковы. На Фиг. 1 представлена карта эпицентров и изолиний плотности эпицентров землетрясений (в площадках 0.2°×0.3°), случайным образом распределенных на поверхности круга, который схематично внесен в географические координаты Байкальского региона. Видно, что поверхность заполнена однородно точками-эпицентрами и отсутствуют какие-либо особенности в картине распределения эпицентров и изолиний плотности эпицентров. На Фиг. 2а, б приведена карта векторной диаграммы азимутов эпицентров синтезированных 2000 (а) и 5000 событий (б). Ограничение числа используемых данных в 2000 и 5000 событий вызвано тем, что при большем числе событий рисунок превращается в черное пятно, без возможности анализа его вида. Видно, что преобразование не изменило вида случайного распределения событий: на векторной диаграмме отсутствуют какие-либо особенности в распределении азимутов эпицентров. Для 50000 синтезированных землетрясений на розах-диаграммах в азимутальных секторах 10 градусов представлены распределения следующих параметров (Фиг. 3): чисел синтезированных землетрясений N, среднего расстояния R (км) и среднего времени Т (сутки) между последовательными толчками, средней скорости "перемещения" V=R/T (км/сутки). Розы-диаграммы каждого параметра имеют форму круга, флуктуации параметров ниже одного стандартного отклонения и отсутствуют какие-либо особенности в распределениях. При переходе во временную область исследования на азимутально-временной диаграмме распределения 50000 землетрясений также не видно каких-либо особенностей азимутального распределения этих четырех параметров по годам (Фиг. 4, N, R, Т, V). Таким образом, поскольку случайный характер распределения синтезированных 50000 землетрясений (а, следовательно, и заложенная в это распределение модель случайно распределенных разломов) не позволяет создать объект-структуру разломной трещиноватости в виде зоны азимутальной анизотропии, то такой объект не находит отражения по предлагаемому способу.

Как отмечено выше, реальное распределение землетрясений полностью контролируется расположением, размерами, формой и ориентацией систем активных разломов в литосфере и поэтому землетрясения использовались для выделения и маркировки границ литосферных плит. Такое распределение не случайно, оно имеет как физическую (сильная деструкция геологической среды, обусловленная повышенными градиентами полей напряжений и деформаций), так и структурную (морфологические особенности рельефа и прочие признаки) детерминацию. С физической точки зрения на границах литосферных плит имеет место концентрация напряжений и рост деформации, обусловленные перемещением плит. Концентрация напряжений и рост деформации приводят к разрушению и релаксация среды посредством землетрясений, что находит отражение в высокой плотности землетрясений в межплитной зоне. Здесь формируются полосы эпицентров землетрясений, единая структура которой становится очевидной, если соединить эпицентры землетрясений линиями в пространственной или временной последовательности. В масштабе размеров плит эти структуры представляют узкие полосы, отражающие основные разломы. При увеличении масштабов узкие полосы постепенно трансформируются в более широкие полосы, а иногда и в отдельные зоны, заполненные землетрясениями различной магнитуды. Такие скопления толчков обычно выделяют изолиниями плотности эпицентров, однако далее этого дело не идет и параметр n - число землетрясений на единице поверхности, является единственным при таком подходе. В предлагаемом способе использованы несколько параметров (см. Фиг. 3, 4), характеризующих совокупности последовательных землетрясений. Такой подход позволяет воспринять сейсмичность как процесс формирования и отражения структуры разломной трещиноватости, определить количественно параметры структуры и изучить ее пространственно-временную природу.

Сравнение предлагаемого технического решения с другими известными решениями в области сейсмологии землетрясений показывает следующее. Все известные решения основаны на использовании эпицентров землетрясений как дискретных очагов деструкции литосферы, происходящих в зонах разломов различной иерархии. Для оценки области деструкции используют карты эпицентров землетрясений, которые позволяют выделить неоднородности распределения землетрясений в виде изолиний повышенной плотности эпицентров землетрясений, и связать их с неоднородностью напряженно-деформированного состояния литосферы [Бунэ В.И., Гзовский М.В., Запольский К.К. и др. Методы детального изучения сейсмичности / Труды ИФЗ АН СССР. М.: Изд-во АН СССР. 1960. №9 (176). 327 с.; Ризниченко Ю.В. Проблемы сейсмологии. М.: Наука, 1985. 405 с.].

Недостатки применяемых методов:

- исследуется лишь один параметр n - число землетрясений в площадке;

- выделяются неоднородности n, общая структура связи которых не очевидна;

- осредненная картина распределения чисел землетрясений зависит от размеров площадки осреднения, а детальность оценки плотности ограничена погрешностями определения координат эпицентров.

Предлагаемый способ позволяет исключить эти недостатки и является шагом в развитии проблемы определения параметров структуры разломной трещиноватости литосферы по азимутальному распределению землетрясений.

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

Пример реализации способа

Предлагаемое техническое решение реализовано для Байкальского региона следующим образом: сетью сейсмических станций региона осуществляется запись землетрясений, определяются кинематические и динамические параметры толчков, и по этим данным формируется "Каталог землетрясений Прибайкалья". На Фиг. 5 представлена карта эпицентров 52700 представительных землетрясений с магнитудой M_LH≥2.5 (энергетический класс K_P≥8) и изолиний их плотности в площадках 0.2°×0.3°, зарегистрированных в Байкальском регионе с 1964 по 2013 годы. Можно отметить, что землетрясений такого класса регистрируются в пределах региона без пропусков, т.е. являются представительными. Анализ карты показывает, что эпицентры землетрясений локализуются в области БРЗ, за ее пределами сейсмичность рассеяна и минимальна на Сибирской платформе. Изолинии плотности эпицентров в площадках 0.2°×0.3° позволяют установить особенности распределения землетрясений по территории БРЗ и выбрать сравнительно однородные районы и участки. По внешнему контуру изолинии n=15 (линия типа "hachure") рифтовую зону можно разделить на три района. На юго-западном фланге БРЗ (район 1, ϕ=48.0°-54.0° с.ш., λ=96.0°-104.0° в.д.) эпицентры формируют полосы преимущественно субширотной и субмеридиональной ориентировки, в результате чего сейсмичность рассеяна по территории. В центральной части БРЗ (район 2, ϕ=51.0°-54.0° с.ш., λ=104.0°-113.0° в.д.) эпицентры толчков создают одну полосу северо-восточного простирания. На северо-восточном фланге БРЗ (район 3, ϕ=54.0°-60.0° с.ш., λ=109.0°-122.0° в.д.) эпицентральное поле землетрясений имеет форму "треугольника". Районы разделены пополам по долготе λ=100.0°, λ=108.0° и λ=116.0° на шесть участков, которым даны номера 1-6, начиная отсчет с юго-западной границы региона. Такая схема деления территории региона обычно применяется при исследовании сейсмичности и напряженно-деформированного состояния литосферы БРЗ [Ключевский А.В. Напряжения и сейсмичность на современном этапе эволюции литосферы Байкальской рифтовой зоны // Физика Земли. 2007. №12. С. 14-26.; Ключевский А.В., Демьянович В.М., Джурик В.И. Иерархия сильных землетрясений Байкальской рифтовой системы // Геология и геофизика. 2009. Т. 50. №3. С. 279-288.].

Чтобы показать структурированность реальной сейсмичности на Фиг. 6 приведена карта векторной диаграммы азимутов эпицентров 4122 землетрясений Байкальского региона (январь 1964 - февраль 1969). Ограничение числа используемых данных вызвано техническими причинами, обусловленными трудностью реализации компьютером графического соединения линиями эпицентров землетрясений. Видно, что на векторной диаграмме имеются особенности в распределении азимутов эпицентров - выделяются темные контурные полосы северо-восток-юго-западной направленности, соответствующие ориентировке основных разломов БРЗ. Чтобы сопоставить распределения реальной и модельной (см. Фиг. 1) сейсмичности в одном виде, на Фиг. 7 представлена карта эпицентров и изолиний плотности эпицентров в площадках 0.2°×0.3°, построенная для 38118 землетрясений Байкальского региона (1964-2013 годы) в круге радиусом 650 км (центр круга имеет координаты ϕ=54.0° с.ш., λ=109.0° в.д., это центр региона). На Фиг. 8 приведена карта векторной диаграммы азимутов эпицентров 6842 землетрясений Байкальского региона, полученная для круга радиусом 650 км. Видно, что на векторной диаграмме имеются особенности в распределении азимутов эпицентров - наблюдаются темные контурные полосы северо-восток-юго-западной направленности, соответствующие ориентировке основных разломов и сейсмичности БРЗ. Видно, что распределения реальной (Фиг. 7, 8) и модельной (Фиг. 1, 2) сейсмичности отличаются кардинальным образом. Для 52700 землетрясений Байкальского региона на розах-диаграммах в азимутальных секторах 10 градусов представлены распределения следующих параметров (Фиг. 9): чисел землетрясений N, среднего расстояния R (км) и среднего времени Т (сутки) между последовательными толчками, средней скорости "перемещения" V=R/T (км/сутки). Роза-диаграмма параметра N показывает форму структуры разломной трещиноватости Байкальского региона в виде узкой полосы вытянутой в северо-восток-юго-западном направлении (по азимутам 45-65° и 235-255°). Примерно такую же картину распределения имеет параметр R. По этим двум параметрам видно, что структура разломной трещиноватости литосферы Байкальского региона имеет форму полосы вытянутой примерно на 1600 км в северо-восток-юго-западном направлении (по азимутам 45-65° и 235-255°), и сжатой в северо-запад-юго-восточном направлении до размеров 300 км. Эти цифры отражают длину, ширину и ориентацию структуры разломной трещиноватости литосферы Байкальского региона. Роза-диаграмма среднего времени Т имеет форму эллипса, вытянутого в северо-восток-юго-западном направлении, а роза-диаграмма средней скорости "перемещения" V имеет более сложный вид, что обусловлено влиянием распределения времени между землетрясениями. При переходе во временную область исследования на азимутально-временной диаграмме 52700 землетрясений видны особенности азимутального распределения этих четырех параметров по годам (Фиг. 10, N, R, Т, V). В распределении N выделяется узкая полоса в азимуте 45-65° (Фиг. 10, N) (вторая полоса в азимуте 235-255° есть продолжение на юго-запад первой полосы от центра распределения). В распределениях параметров R и Т азимутальная полоса постепенно расширяется, а для скоростей V трансформируется - полосы максимумов N, R, Т на распределении параметра V видны как полосы низких значений. На диаграммах N, R, Т выделяются максимумы в начале 1970-х, 1980-х, 1990-х годов, конце 1990-х, которые совпадают с эпизодами активизации литосферы БРЗ под воздействием импульсных перестроек в структурах-аттракторах рифтогенеза (CAP) [Klyuchevskii A.V. Rifting Attractor Structures in the Baikal Rift System: Location and Effects // Journal of Asian Earth Sciences. 2014. V88. P. 246-256; Летников Ф.А., Ключевский A.B. Структуры-аттракторы рифтогенеза в литосфере Байкальской рифтовой системы: природа и механизм образования // Доклады Академии наук. 2014. Т. 458. №1. С. 52-56.]. В эти годы происходят перестройки структуры разломной трещиноватости литосферы БРЗ.

Таким образом, не случайный характер распределения реальных 52700 землетрясений (а, следовательно, и задающая это распределение генеральная структура разломной трещиноватости) позволяет по предлагаемому способу выделить основной "объект" разломной трещиноватости литосферы Байкальского региона в виде зоны азимутальной анизотропии. Генеральная структура разломной трещиноватости - Байкальская рифтовая зона - определена в виде полосы повышенной трещиноватости литосферы, вытянутой примерно на 1600 км в северо-восток-юго-западном направлении (по азимутам 45-65° и 235-255°), и сжатой в северо-запад-юго-восточном направлении до размеров 300 км. Генеральная структура разломной трещиноватости изменяется во времени синхронно с активизациями САР в литосфере БРЗ в начале 1970-х, 1980-х, 1990-х годов, конце 1990-х. Проведенные дополнительные исследования подтверждают, что региональные структуры разломной трещиноватости литосферы находят отражение по предлагаемому способу при использовании выборок землетрясений трех районов и шести участков. Разломная трещиноватость первого района по данным об азимутальном распределении землетрясений характеризуется тем, что в ней выделяются две структуры, отражающие разломы субширотной и субмеридиональной ориентировки. Очень проста структура центральной части региона - узкая полоса в азимуте 40-50°. В третьем районе структура также достаточно проста - полоса в азимуте 60-70°. Региональные структуры разломной трещиноватости изменяются во времени синхронно с активизациями САР в литосфере БРЗ в начале 1970-х, 1980-х, 1990-х годов, конце 1990-х. Применение предлагаемого способа можно продолжить до уровней разломов и определить параметры структуры трещиноватости отдельного разлома по азимутальному распределению землетрясений.

Получаемую по предлагаемому техническому решению информацию по контролю состояния разломной трещиноватости литосферы по азимутальному распределению землетрясений можно использовать для характеристики сейсмической обстановки и опасности на территориях возможного промышленного и гражданского строительства, т.е. предлагаемое решение соответствует условию патентоспособности изобретения "промышленная применимость". Информацию по контролю динамики состояния разломной трещиноватости литосферы по азимутальному распределению землетрясений можно использовать в качестве предвестника сильных землетрясений [Бондур B.Г., Зверев А.Т., Гапонова Е.В., Зима А.Л. Исследования из космоса предвестниковой цикличности при подготовке землетрясений, проявляющейся в динамике линеаментных систем // Исследование Земли из космоса. 2012. №1. C. 3-20.], т.е. предлагаемое решение соответствует условию патентоспособности изобретения "фундаментальность".

Способ определения параметров структуры разломной трещиноватости литосферы по азимутальному распределению землетрясений, при котором на основе экспериментальных материалов разнесенных на поверхности сейсмических станций строят карту эпицентров землетрясений исследуемой территории, для сравнительно однородных участков поля эпицентров землетрясений создают векторную диаграмму азимутов последовательности землетрясений, диаграмму преобразуют в матрицу азимутальных параметров, выполняют разделение матрицы по частоте реализации используемого параметра в выбранном угле-секторе каждого азимута, строят розу-диаграмму используемого параметра, отличающийся тем, что дополнительно строят азимутально-временную диаграмму используемого параметра, выделяют устойчивую во времени зону азимутальной анизотропии, зону азимутальной анизотропии идентифицируют как временную структуру разломной трещиноватости литосферы, по азимутально-временной диаграмме определяют вариации структуры разломной трещиноватости во времени, а по розе-диаграмме определяют форму, длину, ширину и ориентацию структуры разломной трещиноватости.