Способ определения параметров структуры разломной трещиноватости литосферы

Изобретение относится к области сейсмологии и может быть использовано для определения эпизодов когерентности динамической системы сейсмогенеза исследуемой территории. Сущность: по материалам разнесенных на поверхности сейсмических станций формируют выборку землетрясений представительных энергетических классов. Строят карту распределения эпицентров указанных землетрясений. Пространственное поле эпицентров землетрясений разделяют на сравнительно однородные участки. Для каждого участка определяют ряд годовых параметров сейсмичности. Для каждого участка формируют трех-, пяти- и десятилетние массивы упомянутых годовых параметров. По массивам одного временного интервала с шагом в один год вычисляют коэффициенты парной линейной корреляции сравниваемых пар участков. Вычисляют суммы годовых значений коэффициентов корреляции массивов одного временного интервала. Вычисленные суммы нормируют на число коррелируемых пар участков. Вычисляют стандартное отклонение разброса коэффициента парной линейной корреляции. Строят графики изменения во времени сумм, нормированных на число коррелируемых пар участков. По полученным графикам определяют эпизоды когерентности динамической системы сейсмогенеза исследуемой территории, отражающие согласованные во времени изменения в структуре разломной трещиноватости литосферы. Технический результат: определение эпизодов когерентности динамической системы сейсмогенеза исследуемой территории. 9 ил.

 

Предлагаемое решение относится к сейсмологии и может быть использовано для выделения и технического контроля динамики разломной трещиноватости литосферы посредством определения дополнительно эпизодов (состояний) когерентности динамической системы сейсмогенеза по инструментальной регистрации землетрясений и обработке данных.

Понятие когерентности, широко используемое в классической теории колебаний [Андронов А.А., Витт А.А., Хайкин С.Э. Теория колебаний. М.: Наука, 1981. 918 с.], лежит в основе геофизических исследований синхронизированных процессов в литосфере Байкальской рифтовой системы (БРС) по данным о землетрясениях [Ключевский А.В., Ключевская А.А. Сейсмический процесс в литосфере Байкальской рифтовой зоны: эпизоды синхронизации // Доклады Академии наук. 2009. Т. 425. №2. С. 240-244.; Ключевский А.В., Ключевская А.А. Эффекты синхронизации и десинхронизации при стрессе в геологической и биологической системах // Геофизические процессы и биосфера. 2009. Т.8. №3. С. 26-45.]. В этих исследованиях выполнено описание внешне разнородных явлений, объединенных общей чертой - упорядоченностью и согласованностью поведения большого числа элементов системы сейсмогенеза при самоорганизации литосферы БРС. Нужно отметить, что понятие когерентности в некотором смысле является обобщением содержания понятий корреляция, кооперативность, синхронизация и фазировка. Существенной особенностью когерентных процессов (состояний), независимо от причин и источников их возникновения, является несводимость согласованного поведения элементов (частей, иерархических уровней) системы к их индивидуальным свойствам. Когерентность есть отражение проявления системных свойств объекта, как своеобразное разрешение антиномии части и целого и данное обстоятельство приводит к тому, что для отражения как частей, так и целого, требуется рассмотреть различные уровни иерархии организации системы и применить способы их совместного описания.

Чтобы связать между собой различные уровни иерархии системы и учесть взаимосвязь между поведением целого и отдельных частей введено понятие сложной иерархической организации [Пригожий И., Стенгерс И. Порядок из хаоса. М.: Прогресс, 1985. 425 с.] и мезоуровней системы [Панин В.Е. Синергетические принципы физической мезомеханики // Физ. мезомех. 2000. Т.3. №6. С. 5-36.; Панин В.Е. Поверхностные слои нагруженных тел как мезоскопический структурный уровень деформации // Физическая мезомеханика. 2001. Т.4. №3. С. 5-22.]. Согласно Г. Хакену [Хакен Г. Синергетика: иерархии неустойчивостей в самоорганизующихся системах и устройствах. М., Мир, 1985, 419 с.], чтобы найти единые принципы совместного описания динамики системы нужно сосредоточить внимание на таких ситуациях (эпизодах, состояниях, (применяемый термин зависит от характеристических масштабов времени когерентности системы)), когда сложная система качественно изменяет свое макроскопическое поведение или, иначе говоря, когда она изменяет свою макроскопическую пространственную, временную или пространственно-временную структуру. Выяснение причин, приводящих к таким качественным изменениям, есть по существу обнаружение общих механизмов процессов самоорганизации системы. К таким механизмам относится и явление когерентности, как "сборка" сложного, рассмотренная во взаимодействии с другими механизмами в контексте информационных процессов, сопровождающих самоорганизацию, в том числе и в литосфере Земли.

В работах [Keilis-Borok, V.I. (1990). The lithosphere of the Earth as a nonlinear system with implications for earthquake prediction. Rev. Geophys. 28, 19-34; Sornette, D., Davy, P., Sornette, A. (1990). Structuration of lithosphere in plate tectonics as a self-organized critical phenomenon. J. Geophys. Res., 95 (B11), 17,353-17,361] литосфера Земли впервые рассмотрена как открытая неравновесная динамическая структура, самоорганизующаяся в пространстве и времени. Полученные позднее результаты согласуются с представлениями о том, что перестройки существующих и возникновение новых структурно-динамических связей в иерархии геоблоков и очагов землетрясений приводят к явлениям самоорганизации геофизической среды и к отчасти упорядоченному развитию сейсмического процесса [Уломов В.И. Выявление потенциальных очагов и долгосрочный прогноз сильных землетрясений на Северном Кавказе // Сейсмические процессы и катастрофы. М.: ИФЗ РАН, 2008. Т. 1. С. 127-146.; Ключевский А.В. Сейсмичность в условиях самоорганизации Байкальской рифтовой системы // Доклады Академии наук. 2005. Т.403. №1. С. 96-100.; Ключевский А.В. Напряженно-деформированное состояние литосферы Байкальской рифтовой зоны: некоторые аналогии с установленными в физической мезомеханике закономерностями деформирования структурно-неоднородных сред // Физ. мезомех. 2012. Т.15. №3. С. 23-34.]. Этому способствует иерархическая структура разломно-блочной среды, предопределяющая ее особую нелинейную реакцию на сильные деформационные воздействия. При сильных воздействиях на макроскопическом уровне возникает самоорганизация, обусловленная кооперативным взаимодействием иерархии геоблоков, очагов землетрясений и геодинамических процессов. В результате формируются медленные деформационные волны, распространяющиеся с небольшой скоростью в межблочных швах фрактально организованной литосферы [Уломов В.И. Выявление потенциальных очагов и долгосрочный прогноз сильных землетрясений на Северном Кавказе // Сейсмические процессы и катастрофы. М: ИФЗ РАН, 2008. Т. 1. С. 127-146.]. Их роль в "сейсмической погоде" литосферы можно уподобить деятельности метеорологических солитонов - циклонов и антициклонов, диктующих ту или иную погодную обстановку в воздушной оболочке Земли. По аналогии с метеорологией, литосферные геосолитоны названы В.И. Уломовым геонами - G-волнами [Уломов В.И. Очаговая сейсмичность и долгосрочный прогноз землетрясений/ Проблемные вопросы сейсмологии Средней Азии. Ташкент: ФАН, 1988. С. 32-87.].

На протяжении полувека трещины и разломы в литосфере исследуются методами структурной геологии, тектонофизики и сейсмологии [Гзовский М.В. Основы тектонофизики. М.: Наука, 1975. 536 с; Ризниченко Ю.В. Проблемы сейсмологии. М.: Наука, 1985. 405 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. 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 (когерентных) 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 иерархических 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.].

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.].

Тектонические землетрясения являются следствием деформирования литосферы Земли. Верхняя часть литосферы представляет собой иерархическую систему хрупких жестких блоков, разделенных разломами и разломными зонами, находящуюся под воздействием геофизических полей различной природы и потоков флюида [Садовский М.А., Болховитинов Л.Г., Писаренко В.Ф. Деформирование геофизической среды и сейсмический процесс. М.: Наука, 1987. 101 с.]. В условиях неоднородной разломно-блочной литосферы суперпозиция глобального напряжения сжатия с региональными и локальными полями напряжений приводит к градиентно-неоднородному деформированию геосреды со смещением блоков по зонам разломов и диссипацией сейсмотектонической энергии в виде разрывных разрушений горных пород - землетрясений разных энергетических классов (магнитуд), и в виде крипа. Полосы концентрации землетрясений чаще всего формируются в зонах контакта неоднородностей на границах крупных литосферных плит, но достаточно часто они наблюдаются вдали от границ плит в континентальных внутриплитных регионах, где системы разломов разной иерархии разделяют жесткие блоки литосферы и сохраняется наследственная геодинамическая связь с предыдущими тектоническими активизациями [Новая глобальная тектоника. М.: Мир, 1974. 472 с; International handbook of earthquake and engineering seismology, 2002. W.H.K. Lee, H. Kanamori, P.C. Jennings & C. Kisslinger (eds.) Amsterdam. Boston, New York,.., Tokyo. Academic Press. Part A. 934 р.]. Ha разных масштабных уровнях точечные элементы сейсмичности (эпицентры землетрясений) отражают фрактальную структуру разломно-блочной литосферы и градиентное перераспределение напряжений и деформаций, которые концентрируются на границах блоков в зонах разломов, инициируя и генерируя землетрясения: расположение полос эпицентров толчков позволяет выделить контуры границ литосферных плит и контактов жестких блоков [Isack В., Oliver J., Sykes L. R., 1968. Seismology and the new global tectonics. Journal of Geophysical Research 73, 5855-5899.].

В настоящее время землетрясения являются основным источником информации о структуре и динамике литосферы сейсмоактивных регионов Земли. Землетрясения разной энергии регистрируются в широком диапазоне масштабов: длина разрывов изменяется от метров до тысяч километров при смещении по разлому от микронов до десятков метров. Процессы разрушения литосферы анализируются на различных пространственно-временных и энергетических уровнях - от локальных очагов отдельных землетрясений с длительностью разрушения в секунды и минуты, до региональных и глобальных сейсмогенерирующих структур, деформируемых десятки-сотни и более лет.Региональные и глобальные сейсмогеодинамические явления и процессы изучаются при статистической обработке и осреднении параметров большого количества землетрясений, собранных в базах данных инструментального сейсмологического мониторинга. Анализируются обычно следующие основные параметры землетрясений: пространственные координаты (долгота λ, широта ϕ и глубина h гипоцентра), время реализации (время в очаге t₀), энергия (магнитуда М, сейсмическая энергия E_S и энергетический класс К_Р, сейсмический момент М₀), годовая скорость потока землетрясений N и некоторые другие дополнительные характеристики. Пространственно-временное и энергетическое распределение параметров землетрясений используется нами при изучении иерархической структуры и динамики геодинамических и геофизических процессов в литосфере БРС и Монголии [Ключевский А.В., Демьянович В.М. Динамические параметры очагов сильных землетрясений Байкальской сейсмической зоны // Физика Земли. 2002. №2. С. 55-66.; Ключевский А.В., Демьянович В.М. О соответствии пространственно-временных вариаций геодинамического и сейсмического процессов в Байкальском регионе // Доклады Академии наук. 2003. Т.390. №4. С. 537-541.; Ключевский А.В. Напряжения и сейсмичность на современном этапе эволюции литосферы Байкальской рифтовой зоны // Физика Земли. 2007. №12. С. 14-26.; Klyuchevskii A.V. Nonlinear geodynamics of the Baikal Rift System: an evolution scenario with triple equilibrium bifurcation // Journal of Geodynamics. 2010. V. 49 (1). P. 19-23.; Ключевский A.B., Баяр Г., Бум-очир С. Эпизоды синхронизации годовых чисел землетрясений Монголо-Байкальского региона // Доклады Академии наук. 2010. Т. 431. №1. С. 107-112.; Ключевский А.В., Ключевская А.А. Эпизоды синхронизации сейсмического процесса в Байкальском регионе и Монголии // Сейсмостойкое строительство. Безопасность сооружений. 2010. №3. С. 65-67.; Demberel Sodnomsambuu, Anatoly V. Klyuchevskii. Lithospheric Stress in Mongolia, from Earthquake Source Data // Geoscience Frontiers. 2017. No 8. P. 1323-1337.]. Выполняемой при этом иерархическое структурирование сейсмотектонической деструкции литосферы осуществляется по картам плотности эпицентров землетрясений, которые дают возможность выделения и разделения территорий в соответствии с разломной трещиноватостью среды.

Аналогом иерархического разделения среды по трещиноватости в сейсмологии 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.

Наиболее близким по технической сущности (прототипом) является способ определения параметров структуры разломной трещиноватости литосферы (Патент RU 2625615), содержащий этапы, на которых: -по экспериментальным материалам разнесенных на поверхности сейсмических станций строят карту эпицентров представительных землетрясений исследуемой территории,

-пространственное поле эпицентров землетрясений разделяют на сравнительно однородные участки,

-для этих участков 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 и 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,

-по розе-диаграмме определяют форму, длину, ширину и ориентацию структуры разломной трещиноватости. Недостатком способа-прототипа являются:

- неопределенности выделения однородных участков полей эпицентров землетрясений, обусловленные погрешностями распределения толчков и временными рамками мониторинга землетрясений,

-использование одного параметра (пространственная n или временная N плотность землетрясений) приводит к недостаточной точности выделения однородных и генетически связанных участков полей землетрясений -существует неопределенность в изменениях структуры трещиноватости во времени, которая оказывает влияние на основные параметры структуры: форму, длину и ширину.

Задачей предлагаемого изобретения является устранение вышеуказанных недостатков путем разработки способа определения параметров структуры разломной трещиноватости литосферы посредством дополнительного определения эпизодов когерентности динамической системы сейсмогенеза с целью технического контроля динамики разломной трещиноватости литосферы.

Поставленная задача решается предлагаемым способом определения параметров структуры разломной трещиноватости литосферы, при котором для исследуемого региона по экспериментальным материалам разнесенных на поверхности сейсмических станций формируют выборку землетрясений представительных энергетических классов К_Р, строят карту распределения их эпицентров, пространственное поле эпицентров землетрясений разделяют на сравнительно однородные участки, при этом для каждого участка дополнительно определяют годовые параметры сейсмичности - наклон графика повторяемости землетрясений γ, суммарную сейсмическую энергию ΣE_S, число землетрясений N с представительным энергетическим классом К_Р, коэффициент b_M в уравнении парной линейной корреляции М₀ (K_P) и сейсмический момент М₀ землетрясений с K_P=8, для каждого участка формируют трех-, пяти- и десятилетние массивы этих годовых параметров, по массивам одного временного интервала с шагом в один год вычисляют коэффициенты парной линейной корреляции ρ сравниваемых пар участков, вычисляют суммы годовых значений коэффициентов корреляции массивов одного временного интервала, суммы нормируют на число коррелируемых пар участков n (S/n), вычисляют стандартное отклонение σ разброса коэффициента ρ, строят графики изменения S/n во времени, на графиках интервалы времени с высоким уровнем S/n при небольших σ определяют как эпизоды когерентности динамической системы сейсмогенеза исследуемой территории, отражающие согласованные во времени изменения в структуре разломной трещиноватости литосферы.

Иными словами, по заявленному способу сейсмическими станциями осуществляют регистрацию землетрясений и определяют параметры очагов землетрясений. Формируют выборку представительных, зарегистрированных без пропусков, землетрясений исследуемой территории. Строят карту распределения эпицентров землетрясений по территории исследуемого региона и выбирают сравнительно однородные участки эпицентральных полей. Для каждого участка дополнительно определяют годовые параметры сейсмичности - наклоны графиков повторяемости землетрясений γ, суммарную сейсмическую энергии ΣE_S, число представительных землетрясений N с энергетическим классом K_P≥9, коэффициент b_M в уравнении парной линейной корреляции M₀(K_P) и сейсмический момент M₀ землетрясений с K_P=8. Из годовых данных создают трех-, пяти- и десятилетние массивы годовых параметров сейсмичности каждого участка. Для массивов одного временного интервала с шагом в один год вычисляют коэффициенты парной линейной корреляции ρ сравниваемых пар участков. Вычисляют суммы годовых значений коэффициентов корреляции массивов одного временного интервала и нормируют суммы на число коррелируемых пар участков n (вычисляют отношение S/n). Вычисляют стандартное отклонение σ разброса коэффициента ρ. Строят графики изменения S/n во времени. На графиках интервалы времени с высоким уровнем S/n при небольших σ определяют как эпизоды (состояния) когерентности динамической системы сейсмогенеза исследуемой территории, которые отражают согласованные во времени изменения в структуре разломной трещиноватости литосферы.

Изобретение поясняется чертежами, где:

Фиг. 1. Карта эпицентров землетрясений Монголии за 1964-2015 годы.

1 - основные разломы; 2 - озера; 3 - столица Монголии г. Улаанбаатар; 4 -государственная граница Монголии; 5 - эпицентры землетрясений с энергическими классами K_P≥8.

Фиг. 2. Карта изолиний плотности эпицентров землетрясений Монголии.

1 - основные разломы; 2 - государственная граница Монголии; 3 - столица Монголии г. Улаанбаатар; 4 - границы исследуемых территорий: а - Монголии, 6 - областей, в - районов; 5 - шкала изолиний плотности эпицентров землетрясений. М-А, Г-А, Хубс, Болнай, О-Т - Монголо-Алтайский, Гоби-Алтайский, Хубсугульский, Болнайский и Орхон-Тольский районы соответственно.

Фиг. 3. Распределение по годам чисел землетрясений с K_P≥9 Монголии и четырех областей (А), пяти районов (Б).

Фиг. 4. Графики нормированной суммарной корреляции S/4 и S/5, полученные для массивов за три года, пять и десять лет из выборок годовых γ Монголии и четырех областей (А), Монголии и пяти районов (Б).

Фиг. 5. Графики нормированной суммарной корреляции S/4 и S/5, полученные для массивов за три года, пять и десять лет из выборок годовых ΣE_S Монголии и четырех областей (А), Монголии и пяти районов (Б).

Фиг. 6. Графики нормированной суммарной корреляции S/4 и S/5, полученные для массивов за три года, пять и десять лет из выборок годовых N Монголии и четырех областей (А), Монголии и пяти районов (Б).

Фиг. 7. Графики нормированной суммарной корреляции S/4, полученные для массивов за три года, пять и десять лет из выборок годовых значений b_j (А) и M_j0 (Б) Монголии и четырех областей.

Фиг. 8. Графики нормированной суммарной корреляции S/5, полученные для массивов за три года, пять и десять лет из выборок годовых значений b_j (А) и M_j0 (Б) Монголии и пяти районов.

Фиг. 9. Обобщение результатов: прямоугольниками выделены эпизоды когерентности сейсмологических параметров с максимумами S/4, S/5 при уровне значимости выше 0.7.

1, 3, 5, 7, 9 - наклон γ, сейсмическая энергия ΣE_S, скорость потока N, параметр b_j и сейсмический момент M_j0 для Монголии и четырех областей; 2, 4, 6, 8, 10 - наклон γ, сейсмическая энергия ΣE_S, скорость потока N, параметр b_j и сейсмический момент M_j0 для Монголии и пяти районов.

Техническая сущность и технология реализации 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 (l) 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 Δlgn≈-1.2Δlgl.

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.]. 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 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.

При изучении взаимосвязи землетрясений основную информационно-техническую нагрузку несет распределение эпицентров землетрясений на поверхности исследуемой территории и последовательность реализации землетрясений, которые определяют техническую сущность способа. Выборка землетрясений анализируется на предмет связи эпицентров последовательных землетрясений, как разрывов-разломов в литосфере, через карту плотности эпицентров толчков и скорость потока толчков во времени. Такой подход позволяет выделить пространственные объединения землетрясений как относительно однородные участки карты, указывающие на генетическую связь произошедших в них землетрясений. В зависимости от размеров участков рассматривают различные уровни иерархии системы сейсмогенеза, принимают за первый уровень сейсмичность всего региона и снижают размеры участков с кратностью 2-3 раза [Садовский М.А. Естественная кусковатость горной породы // Доклады АН СССР. 1979. Т. 247. №4. С. 829-831.]. Так в Байкальском регионе разделение литосферы по проявлениям сейсмичности выполнено на 4 уровня: регион, три района, шесть участков и большое количество зон основных разломов [Ключевский А.В., Демьянович В.М. Динамические параметры очагов сильных землетрясений Байкальской сейсмической зоны // Физика Земли. 2002. №2. С. 55-66.; Ключевский А.В. Напряжения и сейсмичность на современном этапе эволюции литосферы Байкальской рифтовой зоны // Физика Земли. 2007. №12. С. 14-26.; Klyuchevskii A.V. Nonlinear geodynamics of the Baikal Rift System: an evolution scenario with triple equilibrium bifurcation // Journal of Geodynamics. 2010. V. 49 (1). P. 19-23.]. Сейсмичность Монголии исследуется также на четырех уровнях иерархии литосферы: Монголия, четыре области, пять районов и группа основных сейсмогенных разломов [Ключевский А.В., Баяр Г., Бум-очир С. Эпизоды синхронизации годовых чисел землетрясений Монголо-Байкальского региона // Доклады Академии наук. 2010. Т. 431. №1. С. 107-112.; Ключевский А.В., Ключевская А.А. Эпизоды синхронизации сейсмического процесса в Байкальском регионе и Монголии // Сейсмостойкое строительство. Безопасность сооружений. 2010. №3. С. 65-67.; Demberel Sodnomsambuu, Anatoly V. Klyuchevskii. Lithospheric Stress in Mongolia, from Earthquake Source Data // Geoscience Frontiers. 2017. No 8. P. 1323-1337.].

В основе технологии реализации способа лежит корреляционный анализ параметров сейсмичности, определенных на различных уровнях иерархии литосферы. Корреляционный анализ относится к наиболее распространенным методам изучения отношений между элементами сложной динамической системы и использован нами для выявления синхронизации скорости потока землетрясений в литосфере Байкальского региона и Монголии [Ключевский А.В., Ключевская А.А. Сейсмический процесс в литосфере Байкальской рифтовой зоны: эпизоды синхронизации // Доклады АН. - 2009. - Т. 425. - №2. - С. 240-244.; Ключевский А.В., Баяр Г., Бум-очир С. Эпизоды синхронизации годовых чисел землетрясений Монголо-Байкальского региона // Доклады Академии наук. 2010. Т. 431. №1. С. 107-112.; Ключевский А.В. Корреляции скорости потока землетрясений Байкальского региона и Монголии: эпизоды синхронизации // Физика Земли. 2010. №4. С. 35-45.; Ключевский А.В., Ключевская А.А. Эпизоды синхронизации сейсмического процесса в Байкальском регионе и Монголии // Сейсмостойкое строительство. Безопасность сооружений. 2010. №3. С. 65-67.; Ключевский А.В. Эпизоды высокой корреляции годовых чисел землетрясений Байкальской рифтовой зоны // Вулканология и сейсмология. 2011. №1. С. 55-62.; Klyuchevskii A., Demberel S. Episodes of Synchronism of Earthquake Occurrence Rates in the Baikal Region and Mongolia. The 9th General Assembly of Asia Seismological Commission. -Ulaanbaatar, 2012. - P. 244.]. Под когерентностью понимается согласованное протекание во времени и в пространстве нескольких колебательных процессов, проявляющихся при их сложении [Физическая энциклопедия / Гл. ред. A.M. Прохоров. М.: Советская энциклопедия, 1990. Т.2. 705 с.]. Применение способа обработки продиктовано тем, что при суперпозиции глобального и регионального полей напряжений, генерирующих землетрясения, стохастические проявления глобального поля нивелируются, а регулярная импульсная компонента региональной сейсмогеодинамики усиливается. Технологию реализации способа обработки поясним на примере анализа скорости потока землетрясений N (другие параметры сейсмичности обрабатываются аналогично). Используются временные ряды годовых чисел землетрясений N представительных энергетических классов, происшедших за период исследования в пределах установленных и выделенных уровней иерархии литосферы (в участках). Для обнаружения эпизодов (состояний) когерентности и оценки их длительность, годовые ряды чисел N землетрясений каждого участка разделены на массивы (окна) длиной в три года (N₃), пять (N₅) и десять (N₁₀) лет, временной сдвиг между массивами N сравниваемых пар участков равен нулю, расчеты выполнены при сдвиге окна на один год. По массивам одной длины вычислены коэффициенты парной линейной корреляции ρ чисел землетрясений пар сравниваемых участков, а полученное значение ρ приписывается середине временного интервала каждого расчета. Для оценки значимости эпизодов когерентности вычислены суммы годовых значений коэффициентов корреляции массивов одной длины, нормированные на число коррелируемых пар территорий n (S/n). Вычислены стандартные отклонения σ. Участки графиков с высоким уровнем S/n при небольших σ определяют эпизоды (состояния) синхронизации скорости потока землетрясений.

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 различной плотности чисел n 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.]. В наших исследованиях синхронизации скорости сейсмического потока землетрясений Байкальского региона, Монголии и Монголо-Байкальского региона также использовался один параметр - число N землетрясений на участке за один год [Ключевский А.В., Ключевская А.А. Сейсмический процесс в литосфере Байкальской рифтовой зоны: эпизоды синхронизации // Доклады АН. - 2009. - Т. 425. - №2. - С. 240-244.; Ключевский А.В., Баяр Г., Бум-очир С. Эпизоды синхронизации годовых чисел землетрясений Монголо-Байкальского региона // Доклады Академии наук. 2010. Т. 431. №1. С. 107-112.; Ключевский А.В. Корреляции скорости потока землетрясений Байкальского региона и Монголии: эпизоды синхронизации // Физика Земли. 2010. №4. С. 35-45.; Ключевский А.В., Ключевская А.А. Эпизоды синхронизации сейсмического процесса в Байкальском регионе и Монголии // Сейсмостойкое строительство. Безопасность сооружений. 2010. №3. С. 65-67.; Ключевский А.В. Эпизоды высокой корреляции годовых чисел землетрясений Байкальской рифтовой зоны // Вулканология и сейсмология. 2011. №1. С. 55-62.; Klyuchevskii A., Demberel S. Episodes of Synchronism of Earthquake Occurrence Rates in the Baikal Region and Mongolia. The 9th General Assembly of Asia Seismological Commission. -Ulaanbaatar, 2012. - P. 244.]. Недостатки применяемых методов:

-исследуется лишь один параметр n - число землетрясений в площадке (плотность толчков) и N - число землетрясений в год (скорость потока толчков);

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

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

Предлагаемый способ позволяет исключить эти недостатки и является шагом в решении проблемы определения изменений во времени структуры разломной трещиноватости посредством определения эпизодов (состояний) когерентности динамической системы сейсмогенеза по совокупности нескольких годовых параметров сейсмичности: наклону графика повторяемости землетрясений γ, суммарной сейсмической энергии ΣE_S, числу представительных землетрясений N, коэффициенту b_M в уравнении парной линейной корреляции М₀ (К_Р) и сейсмическому моменту М₀ землетрясений с К_Р=8. Выполненная по предлагаемому способу обработка параметров сейсмичности различных иерархический уровней литосферы и разной временной длительности (три года, пять и десять лет) позволяет выявить эпизоды когерентности динамической системы сейсмогенеза как согласованное протекание во времени и в пространстве нескольких колебательных процессов (согласованных изменений параметров сейсмичности во времени), проявляющихся при их сложении [Физическая энциклопедия / Гл. ред. A.M. Прохоров. М.: Советская энциклопедия, 1990. Т.2. 705 с.]. Эпизоды когерентности отражают согласованные временные изменения в структуре разломной трещиноватости.

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 Монголии следующим образом: сетью сейсмических станций Монголии осуществляется запись землетрясений, определяются кинематические и динамические параметры толчков, по этим данным формируется "Каталог землетрясений Монголии" и строится карта эпицентров толчков. На карте эпицентров землетрясений Монголии с К_Р≥8 видно (Фиг. 1), что в северной и центральной Монголии сейсмичность высока, менее значительны ее проявления на западе и юге, а на востоке страны активность минимальна. Структурно-неоднородное распределение землетрясений хорошо видно на карте изолиний плотности эпицентров толчков в площадках 0.5°×0.5° (Фиг. 2), на которой выделяются полосы повышенной плотности, приуроченные к зонам основных разломов, между ними имеются участки низкой плотности и без землетрясений. С учетом этой структурной неоднородности территория Монголии была разделена на участки исследования, названные ранее как области и районы [Klyuchevskii A.V., Bayar G., Demyanovich V.M., Dudarmaa. Т. Seismicity and seismic zoning // Complex geophysical and seismological investigations in Mongolia. Ulaanbaatar-Irkutsk, 2004. P. 113-203.; Джурик В.И., Ключевский A.B., Серебренников С.П., Демьянович В.М., Батсайхан Ц., Баяраа Г. Сейсмичность и районирование сейсмической опасности территории Монголии. Иркутск: Институт земной коры СО РАН, 2009. 420 с.]. Деление на четыре крупные области выполнено с объединением некоторых зон повышенной плотности эпицентров: центральная и западная области граничат по долготе 95-96° в.д., а граница северной и южной областей проходит по 47-48° с.ш. Деление на пять районов выполнено более детально с учетом изолиний плотности эпицентров, входящих в Хубсугульский (Хубс), Болнайский (Болнай), Орхо-Тольский (О-Т), Монголо-Алтайский (М-А) и Гоби-Алтайский (Г-А) районы (См. Фиг. 2). Годовые числа N землетрясений Монголии и четырех областей, пяти районов с K_P≥9 резко возрастают в 1970, 1974 и 1991 из-за большого количества афтершоков сильных землетрясений (Фиг. 3А, Б).

Структура энергетики сейсмичности Монголии характеризуется параметром / графика повторяемости землетрясений по шкале энергетических классов К_Р [Klyuchevskii A.V., Bayar G., Demyanovich V.M., Dudarmaa. Т. Seismicity and seismic zoning // Complex geophysical and seismological investigations in Mongolia. Ulaanbaatar-Irkutsk, 2004. P. 113-203.; Джурик В.И., Ключевский A.B., Серебренников СП., Демьянович В.М., Батсайхан Ц., Баяраа Г. Сейсмичность и районирование сейсмической опасности территории Монголии. Иркутск: Институт земной коры СО РАН, 2009. 420 с.]. На Фиг. 4 приведены графики нормированной суммарной корреляции S/4 и S/5, полученные при обработке предлагаемым способом массивов γ за три года, пять и десять лет из выборок годовых γ Монголии и четырех областей (А), Монголии и пяти районов (Б). Видно, что наиболее значительные максимумы S/4 и S/5 формируются при длине массивов у в три года, указывая, что эпизоды когерентности имеют малую длительность. Графики имеют колебательный вид с формированием максимумов в начале 1970-х, 1980-х, 1990-х, 2000-х и 2010-х годов, т.е. период изменения энергетической структуры сейсмичности Монголии составляет около 10 лет. На уровне значимости выше одного стандартного отклонения (S/4≥0.70, S/5≥0.70) выделяются следующие максимумы: на Фиг. 4А в 1967 году S/4₁₉₆₇ ≈ 0.90 ± 0.06; S/4₁₉₇₄ ≈ 0.93 ± 0.03; S/4₁₉₈₂ ≈ 0.70 ± 0.19; S/4₁₉₈₉ ≈ 0.97 ± 0.01; S/4₁₉₉₄ ≈ 0.97 ± 0.01; S/4₂₀₀₂ ≈ 0.96 ± 0.02 и S/4₂₀₁₁ ≈ 0.96 ± 0.04; на Фиг. 4Б в 1967 году S/5₁₉₆₇ ≈ 0.97 ± 0.01; S/5₁₉₇₅ ≈ 0.87 ± 0.12; S/5₁₉₈₂ ≈ 0.97 ± 0.01; S/5₁₉₉₂ ≈ 0.75± 0.17; S/5₂₀₀₂ ≈ 0.70 ± 0.22 и S/5₂₀₁₁ ≈ 0.73 ± 0.12. Выделенные максимумы характеризуются низкими стандартными отклонениями и разделены минимумами, иногда глубокими. Наиболее глубокие минимумы в 1985 (S/4 ≈ -0.17 ± 0.48) и 1986 (S/5 ≈ -0.08 ± 0.36) году имеют высокое стандартное отклонение, что указывает на сильный разброс у по участкам в это время, т.е. десинхронизацию структуры энергетики. Можно отметить, что с увеличением длины массивов до пяти и десяти лет уровни графиков S/4 и S/5 понижаются, а форма графиков становится более гладкой.

Способ применен к анализу динамики суммированной за год сейсмической энергии ΣE_S. Сейсмическая энергия землетрясений вычислена по формуле E_S=10^Kp (Дж), где K_P - энергетический класс. На Фиг. 5 представлены графики нормированной суммарной корреляции S/4 и S/5, полученные для массивов за три года, пять и десять лет годовых ΣE_S Монголии и четырех областей (А), Монголии и пяти районов (Б). Графики на Фиг. 5 имеют вид колебательных кривых, на которых выделяются следующие максимумы S/4 и S/5 с уровнем выше 0.70: на Фиг. 5А в 1974 году S/4₁₉₇₄ ≈ 0.99 ± 0.01; S/4₁₉₈₂ ≈ 0.99 ± 0.01; S/4₂₀₀₂ ≈ 0.97 ± 0.01 и S/4₂₀₁₀ ≈ 0.99 ± 0.01; на Фиг. 5Б в 1982 году S/5₁₉₈₂ ≈ 0.97 ± 0.03. Максимумы имеют низкие стандартные отклонения и разделены минимумами. Наиболее глубокий минимум в 1969 году (S/5 ≈ -0.33 ± 0.36) году имеет отрицательный знак и высокое стандартное отклонение, что указывает на сильный разброс ΣE_S. Наиболее значительные максимумы формируются при длине массива ΣE_S в три года, указывая, что эпизоды синхронизации сейсмической энергии кратковременны. С увеличением длины массивов до пяти и десяти лет уровни графиков S/4 и S/5 понижаются.

На Фиг. 6 представлены графики нормированной суммарной корреляции S/4 и S/5, полученные для массивов за три года, пять и десять лет из выборок годовых чисел землетрясений N Монголии и четырех областей (А), Монголии и пяти районов (Б). Наиболее значительные максимумы формируются при длине массивов N₃, подтверждая, что эпизоды синхронизации скорости потока землетрясений Монголии имеют малую длительность. На уровне выше 0.70 выделяются следующие максимумы: на Фиг. 6А в 1971 году S/4₁₉₇₁ ≈ 0.89 ± 0.06; S/4₁₉₇₇ ≈ 0.97 ± 0.02; S/4₁₉₈₃ ≈ 0.99 ± 0.01; S/4₁₉₉₄ ≈ 0.96 ± 0.01; S/4₂₀₀₀ ≈ 0.96 ± 0.03; S/4₂₀₀₅ ≈ 0.92 ± 0.02 и S/4₂₀₁₀ ≈ 0.97 ± 0.02; на Фиг. 6Б в 1982 году S/5₁₉₈₂ ≈ 0.79 ± 0.06; S/5₁₉₈₇ ≈ 0.71 ± 0.27; S/5₂₀₀₁ ≈ 0.75 ± 0.21; S/5₂₀₀₅ ≈ 0.71 ± 0.25 и S/5₂₀₁₁ ≈ 0.89 ± 0.05. Наиболее глубокие минимумы в 2002 году (S/4 ≈ -0.17 ± 0.56), (S/5 ≈ -0.56 ± 0.39) году имеют отрицательный знак и высокое стандартное отклонение, что указывает на сильный разброс N и разные тенденции формирования скорости потока землетрясений в литосфере Монголии в это время. С увеличением длины массивов до пяти и десяти лет уровни графиков S/4 и S/5 понижаются и форма графиков сглаживается.

Для выделения эпизодов синхронизации силовых воздействий в литосфере Монголии, областей и районов использованы временные ряды коэффициента b_j и значений M_j0. Эти параметры получены по данным большого количества сейсмических источников с целью анализа напряженного состояния литосферы Монголии [Demberel Sodnomsambuu, Anatoly V. Klyuchevskii. Lithospheric Stress in Mongolia, from Earthquake Source Data // Geoscience Frontiers. 2017. No 8. P. 1323-1337., Ключевский A.B., Дэмбэрэл С, Демьянович В.М., Баяраа Г. Диагностика напряженного состояния литосферы Монголии по данным сейсмических источников // Доклады Академии наук. 2017. Т. 473. №4. С. 484-487.]. Вариации напряженного состояния литосферы Монголии, областей и районов характеризуются годовыми значениями b_j и M_j0, определенными за интервал времени j=1970÷2000 годы с шагом в один год. Параметр b_j - коэффициент в уравнении корреляции логарифма сейсмического момента и энергетического класса землетрясений (lgM₀±S=(A_j±S_a)+(b_j±S_b)K_P), и S, S_a, и S_b - стандартные отклонения, вычислены для j-ro года. Значение M_j0 - среднегодовой сейсмический момент землетрясений с -K_P=8, зарегистрированных в j-ом году, характеризующий напряженное состояние среды на уровне минимально возможного для статистического анализа K_P (из-за ограниченного числа зарегистрированных слабых землетрясений с K_P=8).

На Фиг. 7 представлены графики нормированной суммарной корреляции S/4, полученные для массивов за три года, пять и десять лет из выборок годовых значений b_j (А) и M_j0 (Б) Монголии и четырех областей. На Фиг. 7А выделяются четыре максимума: S/4₁₉₇₃ ≈ 0.95 ± 0.03, S/4₁₉₈₀ ≈ 0.70 ± 0.12, S/4₁₉₉₀ ≈ 0.96 ± 0.02 и S/4₁₉₉₉ ≈ 0.77 ± 0.10. Наиболее значительный минимум 1997 года отражает эпизод десинхронизации напряженного состояния литосферы Монголии и характеризуется значением S/4 ≈ 0.06 ± 0.54 с высоким стандартным отклонением, что указывает на сильный разброс b и разные тенденции формирования напряженного состояния литосферы областей.

На Фиг. 7Б выделяются четыре максимума: S/4₁₉₇₂ ≈ 0.96 ± 0.03, S/4₁₉₇₉ ≈ 0.93 ± 0.06, S/4₁₉₈₉ ≈ 0.95 ± 0.03 и S/4₁₉₉₈ ≈ 0.77 ± 0.21. Наиболее значительный минимум 1993-1996 года имеет S/4 ≈ 0.10 ± 0.52 с высоким стандартным отклонением, что указывает на сильный разброс М₀ и разные тенденции формирования напряженного состояния литосферы областей при генерации слабых землетрясений.

На Фиг. 8 представлены графики нормированной суммарной корреляции S/5, полученные для массивов за три года, пять и десять лет из выборок годовых значений b_j (А) и M_j0 (Б) Монголии и пяти районов. На Фиг. 8А выделяются четыре максимума: S/5₁₉₇₃ ≈ 0.70 ± 0.11, S/5₁₉₈₁ ≈ 0.71 ± 0.16, S/5₁₉₈₉ ≈ 0.85 ± 0.08 и S/5₁₉₉₉ ≈ 0.70 ± 0.25. Наиболее значительный минимум 1977 года имеет S/5 ≈ -0.16 ± 0.45 с высоким стандартным отклонением, что указывает на сильный разброс b. На Фиг. 8Б выделяются четыре максимума: S/5₁₉₇₂ ≈ 0.86 ± 0.10, S/5₁₉₈₀ ≈ 0.85 ± 0.11, S/5₁₉₉₀ ≈ 0.96 ± 0.02 и S/5₁₉₉₈ ≈ 0.77 ± 0.12. Наиболее значительный минимум 1993 года отражает эпизод десинхронизации напряженного состояния литосферы пяти районов Монголии и характеризуется значением S/5 ≈ -0.13 ± 0.33 с высоким стандартным отклонением, что указывает на сильный разброс М₀ и разные тенденции формирования напряженного состояния литосферы районов на иерархии слабых землетрясений. Следует отметить, что максимумы М₀ слабых толчков на Фиг. 7Б, 8Б предшествуют максимумам b землетрясений всех классов на рис. 7А, 8А, что может отражать постепенное нарастание уровня напряженного состояния литосферы.

Обобщение полученных результатов представлено на Фиг. 9, на которой видно, что почти все максимумы S/4, S/5 с уровнем значимости выше 0.7 локализуются в начале 1970-х, 1980-х, 1990-х, 2000-х и 2010-х годов. Разные параметры сейсмичности и землетрясений Монголии, областей и районов в это время изменяются согласовано и эпизоды когерентности, заключенные на Фиг. 9 в прямоугольники шириной 2-3 года, повторяются с периодичностью около 10 лет. Исключение составляют несколько значений максимумов чисел землетрясений N, которые расположены вне эпизодов когерентности. Это исключение можно объяснить тем, что представительность слабых землетрясений с K_P=9 в областях и районах не постоянна по годам [Klyuchevskii A.V., Bayar G., Demyanovich V.M., Dudarmaa. Т. Seismicity and seismic zoning // Complex geophysical and seismological investigations in Mongolia. Ulaanbaatar-Irkutsk, 2004. P. 113-203.; Джурик В.И., Ключевский A.B., Серебренников С.П., Демьянович В.М., Батсайхан Ц., Баяраа Г. Сейсмичность и районирование сейсмической опасности территории Монголии. Иркутск: Институт земной коры СО РАН, 2009. 420 с.] и иногда могут быть пропуски толчков такого класса. Пропуски слабых землетрясений могут привести к некорректности N, что может быть причиной смещения максимумов S/4, S/5 годовых чисел землетрясений N. Однако все остальные параметры попадают в прямоугольники, что указывает на общий энергетический источник и единый механизм формирования эпизодов когерентности динамической системы сейсмогенеза литосферы Монголии. Поскольку наиболее значительные максимумы S/4, S/5 на рис. 4-8 соответствуют длине массивов в три года, то эпизоды согласованности сейсмогеодинамики литосферы Монголии и, следовательно, время активизации источника, формирующего когерентное поведение параметров сейсмичности и землетрясений Монголии, имеют малую длительность. Время реализации, периодичность и малая длительность эпизодов когерентности сейсмогенеза литосферы Монголии хорошо соответствуют времени и периодичности импульсных (в геологическом смысле) перестроек напряжений в литосфере Байкальской рифтовой системы [Ключевский А.В. Напряжения и сейсмичность на современном этапе эволюции литосферы Байкальской рифтовой зоны // Физика Земли. 2007. №12. С. 14-26.; Klyuchevskii A.V. Seismic moments of earthquakes in the Baikal rift zone as indicators of recent geodynamic processes // Journal of Geodynamics. - 2004. V. 37/2. P. 155-168.; Ключевский А.В. Особенности современных геодинамических процессов в литосфере Байкальской рифтовой зоны // Геотектоника. 2005. №3. С. 23-37.]. Такое соответствие позволяет принять импульсные активизации структур-аттракторов рифтогенеза [Klyuchevskii A.V. Rifting Attractor Structures in the Baikal Rift System: Location and Effects // Journal of Asian Earth Sciences. 2014. V88. P. 246-256.] как причину и источник кратковременных согласований сейсмотектонических процессов в литосфере Монголии, приводящих к эпизодам когерентного изменения напряженно-деформированного состояния и параметров сейсмичности и землетрясений на разных уровнях разломной трещиноватости геосреды. В результате на общем фоне стохастической сейсмогеодинамики литосферы Монголии установлена и выделена импульсная региональная компонента регулярного периодического силового воздействия при уровне значимости выше стандартного отклонения, что имеет большое научно-практическое значение с целью прогноза сильных землетрясений [Klyuchevskii Anatoly V., Khlebopros Rem G. Coupled large earthquakes in the Baikal rift system: Response to bifurcations in nonlinear resonance hysteresis // Geoscience Frontiers, 2013, 6 (4), pp. 709-716.].

Природа и процесс реализации изменений структуры разломной трещиноватости литосферы Монголо-Байкальского региона обусловлены перестройками напряженного состояния в аттракторах рифтогенеза с формированием эпизодов отталкивания (push), а механизм передачи силовых воздействий от аттракторов представлен как распространение импульса горизонтального сжатия через литосферу Монголии [Demberel Sodnomsambuu, Anatoly V. Klyuchevskii. Lithospheric Stress in Mongolia, from Earthquake Source Data // Geoscience Frontiers. 2017. No 8. P.1323-1337., Ключевский A.B., Дэмбэрэл С, Демьянович В.М., Баяраа Г. Диагностика напряженного состояния литосферы Монголии по данным сейсмических источников // Доклады Академии наук. 2017. Т. 473. №4. С. 484-487.]. На Фиг. 9 видно, что эпизоды когерентности обычно начинаются по данным о сейсмических моментах M₀ слабых землетрясений, затем происходит согласование параметра b, наклона γ и сейсмической энергии E_S, а затем согласуются годовые числа землетрясений N. Такая последовательная смена согласования сейсмологических параметров вписывается в предложенный механизм передачи силовых воздействий в литосфере Монголии от аттракторов рифтогенеза. В первую очередь на силовые воздействия (рост горизонтального напряжения сжатия) будут реагировать слабые землетрясения путем повышения M₀ землетрясений с K_P=8, затем через параметр b будет отражена реакция землетрясений более значительных классов, которая затем проявится в согласованности изменения комплексных параметров сейсмичности - наклона γ, сейсмической энергии E_S и годовых чисел землетрясений N.

Получаемую по предлагаемому техническому решению информацию по контролю структуры разломной трещиноватости литосферы с использованием эпизодов когерентности динамической системы сейсмогенеза можно применить 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 и эпизодов когерентности динамической системы сейсмогенеза можно использовать в качестве предвестника сильных землетрясений [Бондур В.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. С. 3-20.; Klyuchevskii Anatoly V., Khlebopros Rem G. Coupled large earthquakes in the Baikal rift system: Response to bifurcations in nonlinear resonance hysteresis // Geoscience Frontiers, 2013, 6 (4), pp. 709-716.], т.е. предлагаемое решение соответствует условию патентоспособности изобретения "фундаментальность".

Способ определения параметров структуры разломной трещиноватости литосферы, при котором для исследуемого региона по экспериментальным материалам разнесенных на поверхности сейсмических станций формируют выборку землетрясений представительных энергетических классов K_P, строят карту распределения их эпицентров, пространственное поле эпицентров землетрясений разделяют на сравнительно однородные участки, отличающийся тем, что для каждого участка дополнительно определяют годовые параметры сейсмичности - наклон графика повторяемости землетрясений γ, суммарную сейсмическую энергию ΣE_S, число землетрясений N с представительным энергетическим классом K_P, коэффициент b_M в уравнении парной линейной корреляции М₀ (K_P) и сейсмический момент M₀ землетрясений с K_P=8, для каждого участка формируют трех-, пяти- и десятилетние массивы этих годовых параметров, по массивам одного временного интервала с шагом в один год вычисляют коэффициенты парной линейной корреляции ρ сравниваемых пар участков, вычисляют суммы годовых значений коэффициентов корреляции массивов одного временного интервала, суммы нормируют на число коррелируемых пар участков n (S/n), вычисляют стандартное отклонение σ разброса коэффициента ρ, строят графики изменения S/n во времени, на графиках интервалы времени с высоким уровнем S/n при небольших σ определяют как эпизоды когерентности динамической системы сейсмогенеза исследуемой территории, отражающие согласованные во времени изменения в структуре разломной трещиноватости литосферы.