Способ определения эффективной глубины заполненного флюидами разлома

Изобретение относится к области сейсмических исследований и может быть использовано для определения эффективной глубины заполненного флюидами разлома. Сущность: выполняют инструментальную регистрацию сейсмических волн. Обрабатывают полученные данные с выделением в процессе обработки информативных спектров колебаний. По данным сейсмического мониторинга зоны разлома с частотой дискретизации 100 Гц выполняют анализ спектров и оценку эффективных геометрических размеров зоны разлома. Обрабатывают данные по выборке с частотой 0,00833 Гц. Строят спектры низкочастотных микросейсмических колебаний. По анализу графика спектральных отношений определяют эффективную длину зоны разлома по зависимости частот и периодов основной моды резонансных колебаний от длины разлома. Кроме того, по геолого-геофизическим материалам выделяют основные разломы в окрестностях пункта инструментальной регистрации сейсмических волн. Сопоставляют поверхностные длины основных выделенных по геолого-геофизическим материалам разломов этой территории с определёнными выше эффективными длинами зон разломов. Среди эффективных длин находят величину, не соответствующую длинам основных известных по геолого-геофизическим материалам разломов. На графике спектра низкочастотных микросейсмических колебаний выделяют требующий коррекции максимум спектра для этой величины, находят его период. С учетом полученных данных рассчитывают эффективную глубину разлома. Технический результат: определение эффективной глубины заполненного флюидами разлома. 5 ил.

 

Предлагаемое решение относится к сейсмологии и может быть использовано для определения глубины заполненного флюидами разлома по инструментальной регистрации и обработке сейсмических колебаний.

Разломы имеют повсеместное распространение в литосфере и представляют природные объекты, существенно нарушающие устойчивость геологической среды, что необходимо учитывать при инженерно-геологических изысканиях под строительство сейсмостойких сооружений [Шерман С.И. Избранные труды. Тектоника разломообразования и сопутствующих процессов в литосфере. - Иркутск: Ин-т земной коры СО РАН, 2017. - 1476 с.]. По геологическому словарю разломом является крупная дизъюнктивная дислокация литосферы, распространяющаяся в глубину и имеющая значительную длину и ширину [Геологический словарь. - М.: Недра, 1978. - Т. 2. - 456 с.]. Поперечный срез этого объемного тела обычно называют «зоной разлома». Представленная на Фиг. 1 зона активного разлома имеет сложное строение и включает уменьшающиеся в поперечных размерах ядро разлома, зону дробления и флюидный канал, выделенные К. Шольцем [Scholz С.Н. The mechanics of earthquakes and faulting. - Cambridge University Press, 2002. - 2^nd edition. - 469 p.] по комплексу экспериментальных и геологических данных. По вертикали изменение реологических свойств разломной среды позволяет выделить от поверхности пять зон: хрупкого и квазихрупкого разрушения, квазипластического, пластического и вязкого течений [Шерман С.И. Избранные труды. Тектоника разломообразования и сопутствующих процессов в литосфере. - Иркутск: Ин-т земной коры СО РАН, 2017. - 1476 с.].

Особое внимание исследователей внутреннего строения и эволюции литосферы Земли обращено на изучение разломов и разломных зон потому, что к ним приурочены месторождения полезных ископаемых, происходят наиболее интенсивные преобразования и деформации геологического материала и реализуются сильные, а иногда и катастрофические, землетрясения. А.В. Пейве [Пейве А.В. Общая характеристика, классификация и пространственное расположение глубинных разломов // Изв. АН СССР. - Сер. геол. - 1956. - №1. - С. 90-105.] дал определение глубинного разлома, основными признаками которого являются длительное развитие и большие размеры, а также закономерное внутреннее строение, определяющее характер протекания комплекса процессов и явлений. Изучение преобразования вещества и флюидного режима позволило установить, что зоны глубинных разломов являются самоорганизующимися системами периодического действия, а во внутриразломном пространстве происходит поглощение и трансформация подводимой извне механической энергии [Летников Ф.А. Синергетика геологических систем. - Новосибирск: Наука, 1992. - 230 с.]. Показано, что основные структурные элементы в разломных зонах создаются в результате пластических и дизъюнктивных деформаций, причем больший вклад в процесс структурообразования вносят последние [Семинский К.Ж. Внутренняя структура континентальных разломных зон. Тектонофизический аспект. - Новосибирск: Изд-во СО РАН, Филиал "ГЕО", 2003. - 244 с.].

Строение разломов, разломных зон и трещин детально исследуется методами структурной геологии и тектонофизики [Семинский К.Ж. Внутренняя структура континентальных разломных зон. Тектонофизический аспект. - Новосибирск: Изд-во СО РАН, Филиал "ГЕО", 2003. - 244 с.; Гзовский М.В. Основы тектонофизики. - М.: Наука, 1975. - 536 с.]. В рамках этих дисциплин определяют азимуты и углы падения трещин и разломов, подсчитывают число трещин и разломов с определенными азимутами и углами падения и по этим данным строят розы-диаграммы и круговые диаграммы, характеризующие трещиноватость геологической среды. Частота, ориентировка, размер, тип и вид разрывных деформаций предопределяют трещиноватость геосреды, 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 разломной зоны. 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.].

Определение очага землетрясения как разрыва сплошности геоматериала, возникающего под действием накопленных в процессе тектонического нагружения сдвиговых упругих деформаций, позволяет отождествить землетрясения с хрупкими разрушениями литосферы в зонах разломов [Костров Б.В. Механика очага тектонического землетрясения. - М.: Наука, 1975. - 175 с.]. В настоящее время общепринято, что процесс развития и эволюции разломов и разломных зон является определяющим при разрушении горных пород при землетрясениях. Длины разрывов-разломов отражены в классификации по магнитуде или энергетическому классу землетрясений (от слабых толчков к сильным землетрясениям и катастрофическим событиям). Разрывы длиной свыше 100 метров возникают при слабых толчках с энергетическим классом K_p≥8, катастрофические землетрясения происходят с импульсным выделением сейсмической энергии до 10¹⁹ Дж (K_p=19) при разрывах длиной в сотни километров [Ризниченко Ю.В. Размеры очага корового землетрясения и сейсмический момент / Исследования по физике землетрясений. - М.: Наука, 1976. - С. 9-27.].

При анализе материалов по разломам установлено, что близким, по сути, является способ определения параметров структуры разломной трещиноватости литосферы по азимутальному распределению землетрясений (патент RU №2625615), содержащий этапы, на которых:

- 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,

- 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,

- по розе-диаграмме определяют форму, длину, ширину и ориентацию структуры разломной трещиноватости.

Недостатки решения:

- при ограниченном количестве данных разброс эпицентров землетрясений затрудняет однозначное определение зоны разломной трещиноватости,

- существенное искажение могут внести группы афтершоков и роевых землетрясений, происходящих в одно время в разнесенных частях литосферы;

- достоверность формирования матрицы зависит от количества регистрирующих станций и продолжительности регистрации землетрясений;

- погрешности определения координат эпицентров землетрясений снижают точность формирования матрицы азимутальных параметров;

- матрица отражает результаты распределения проекций очагов землетрясений на поверхности Земли и не дает информации о глубине и глубинном строении зоны трещиноватости.

Наиболее близким по технической сущности (прототипом) является способ определения эффективных геометрических размеров зоны разлома, заполненной флюидами (патент RU №2570589), содержащий этапы, на которых:

- выполняют инструментальную регистрацию сейсмических волн,

- проводят обработку данных с выделением в процессе обработки информативных спектров колебаний,

- по данным сейсмического мониторинга зоны разлома с частотой дискретизации 100 Гц делают анализ спектров и оценку на основе анализа эффективных геометрических размеров зоны разлома,

- производят обработку данных по выборке с частотой 0.00833 Гц,

- строят спектры низкочастотных микросейсмических колебаний,

- по анализу графика спектральных отношений определяют эффективную длину зоны разлома по зависимости частот и периодов основной моды резонансных колебаний от длины разлома,

- ширину зоны определяют через частоту или период выделенной волны Стоунли с использованием формулы:

где α и β - скорости продольных и поперечных волн соответственно, ρ_M, ρ_F - плотность среды. Индексы F и М соответствуют жидкости и твердому телу, h и L - ширина и длина трещины соответственно,

- и ширина зоны разлома, при выделенном периоде, составит:

Недостатки решения:

- отсутствует возможность определения глубины Н разлома.

Задачей предлагаемого изобретения является устранение этого недостатка и разработка способа определения эффективной глубины заполненного флюидами разлома с целью технического контроля состояния литосферы и оценки параметров очагов землетрясений по инструментальной регистрации и обработке сейсмических колебаний.

Поставленная задача решается предлагаемым способом определения эффективной глубины заполненного флюидами разлома, при котором выполняют инструментальную регистрацию сейсмических волн, проводят обработку данных с выделением в процессе обработки информативных спектров колебаний, по данным сейсмического мониторинга зоны разлома с частотой дискретизации 100 Гц делают анализ спектров и оценку на основе анализа эффективных геометрических размеров зоны разлома, производят обработку данных по выборке с частотой 0,00833 Гц, строят спектры низкочастотных микросейсмических колебаний, по анализу графика спектральных отношений определяют эффективную длину L зоны разлома по зависимости частот и периодов основной моды резонансных колебаний от длины разлома, при этом по геолого-геофизическим материалам выделяют основные разломы в окрестностях пункта инструментальной регистрации сейсмических волн, сопоставляют поверхностные длины основных выделенных по геолого-геофизическим материалам разломов этой территории с определенными выше эффективными длинами L зон разломов, среди эффективных длин находят величину не соответствующую длинам основных известных по геолого-геофизическим материалам разломов, на графике спектра низкочастотных микросейсмических колебаний выделяют требующий коррекции максимум спектра для этой величины, находят его период Т и используют формулу для определения эффективной глубины разлома:

где Н - эффективная глубина разлома, L - эффективная длина разлома, - ускорение свободного падения, Т - период требующего коррекции максимума спектра на графике спектра низкочастотных микросейсмических колебаний.

Изобретение поясняется чертежами, где:

Фиг. 1. Внутреннее строение зоны разлома по C.H.. Scholz [Scholz C.H. The mechanics of earthquakes and faulting. - Cambridge University Press, 2002. - 2^nd edition. - 469 p.].

Фиг. 2. Средние глубины H гипоцентров землетрясений Байкальской рифтовой зоны и их стандартные отклонения ΔН за 1980-1997 гг.

Фиг. 3. Нормированные спектры S низкочастотных микросеймических колебаний на сейсмостанциях "Листвянка" (а) и "Нижнеангарск" (б).

Фиг. 4. 3D-представление батиметрии и топографии рифта оз. Байкал [http://www.lin.irk.ru/intas/3Dimages.htm - Проект INTAS 99-1669 Team. - October 2002].

Треугольниками отмечены сейсмостанции "Листвянка" и "Нижнеангарск".

Фиг. 5. Сейсмический разрез литосферы и мантии по линии Байкал - южные Японские острова (А - разрез земной коры и верхов мантии через Южно-Байкальскую впадину) [Крылов С.В., Мишенькин Б.П., Мишенькина З.Р., Сергеев В.Н., Шелудько И.Ф., Тен Е.Н., Кульчинский Ю.В., Мандельбаум М.М., Селезнев B.C., Соловьев В.М., Суворов В.Д. Детальные сейсмические исследования литосферы на P- и S-волнах. Новосибирск: Наука. 1993. - 199 с.]. 1 - аномальный слой в верхах мантии; 2 - аномальная область в мантии с дефицитом скорости V_P ~0.09 км/с; 3 - то же с дефицитом V_P ~0.07 км/с; 4 - осадочные породы в Байкальской впадине; 5 - проекция пересечения сейсмического луча с контуром аномальной мантии. М - поверхность мантии, М₁ - подошва аномального слоя в верхах мантии. I - верхняя, II - нижняя мантия, III - ядро Земли.

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 в зонах разломов 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 при сейсмическом районировании 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 и место их реализации 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 или сегментов). 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. 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 (секут всю земную кору и уходят в верхнюю мантию) 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. 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. Небольшие локальные разломы, преимущественно кайнозойского возраста заложения, определяют внутреннюю структуру впадин и перемычек и имеют относительно небольшую глубину проникновения.

При изучении разломных зон в литосфере БРЗ часто применяются методы разведочной геофизики, сейсмологии и очаговой сейсмологии, основанные на вариациях реологических и прочностных свойств геоматериала при статистическом анализе пространственно-временных параметров и характеристик разрывных процессов. Исследование сейсмических очагов БРЗ показало [Ключевский А.В., Демьянович В.М., Джурик В.И. Методика оценки сейсмической опасности в зонах активных разломов по данным очаговой сейсмологии // Сейсмостойкое строительство. Безопасность сооружений. - 2007. - №5. - С. 33-36.; Демьянович В.М., Ключевский А.В., Черных Е.Н. Напряженно-деформированное состояние литосферы и сейсмичность в зоне Белино-Бусийнгольского разлома (Южное Прибайкалье) // Вулканология и сейсмология. - 2008. - №1. - С. 46-61.], что напряженно-деформированное состояние горных пород в зонах сейсмоактивных разломов неоднородно и неустойчиво, с доминированием толчков-сбросов.

Разломные зоны БРЗ обычно насыщены флюидом, являющимся основным эмерджентным элементом геофлюидных систем [Летников Ф.А. Синергетика геологических систем. - Новосибирск: Наука, 1992. - 230 с.], по которым осуществляется перенос жидкого и газообразного вещества [Киссин И.Г. Геофизические неоднородности и флюидная система консолидированной земной коры континентов // Геотектоника. - 2002. - №5. - С. 3-18.]. Учитывая высокую плотность гидротермальных растворов, можно с большой степенью вероятности говорить о реальных условиях существования в литосфере БРЗ, особенно в ее верхней части, открытых разрывов, по которым происходит постоянное движение растворов [Шерман С.И. Избранные труды. Тектоника разломообразования и сопутствующих процессов в литосфере. - Иркутск: Ин-т земной коры СО РАН, 2017. - 1476 с.]. Повышенный уровень деструкции литосферы БРЗ на фоне общего растяжения приводит к насыщению ее флюидами при проникновении метеорных вод и глубинных растворов в региональные разломные зоны [Seminsky K.Zh., Kozhevnikov N.O., Cheremnykh A.V., Pospeeva E.V., Bobrov A.A., Olenchenko V.V., Tugarina M.A., Potapov V.V., Zaripov R.M., Cheremnykh A.S. Interblock zones in the crust of the southern regions of East Siberia: tectonophysical interpretation of geological and geophysical data // Geodynamics & Tectonophysics. - 2013. - T. 4. - №3. - C. 203-278. doi:10.5800/GT-2013-4-3-0099.]. В приповерхностной части и в разрезе коры до глубины 30 км выявлено ее деление на слабонарушенные блоки, которые разделяются широкими зонами и слоями с повышенной дислоцированностью и флюидонасыщенностью.

Таким образом, имеющиеся геолого-геофизические материалы позволяют рассматривать зоны активных разломов БРЗ как насыщенные флюидами неоднородные и изменяющиеся по реологии «щелевидные» тела некоторой длины L, ширины h и глубины погружения Н, находящиеся в метастабильном энергонасыщенном состоянии и разделяющие монолитные «жесткие» блоки коры и литосферы. Основные сейсмически активные разломы и их зоны представляют повышенную сейсмическую опасность и задают главные черты карт общего сейсмического районирования. Определение глубинных размеров зон разломов, выполненное с применением новых методик, является необходимым условием по уточнению параметров очагов сильных землетрясений в рамках решения проблем сейсмической безопасности на территории Прибайкалья. Таковы предпосылки, оказавшие влияние на техническую сущность предлагаемого способа и технологию его реализации.

Сравнение предлагаемого технического решения с другими известными решениями в области сейсмологии землетрясений показывает следующее. Все известные решения основаны на использовании землетрясений как дискретных очагов деструкции литосферы, происходящих в зонах разломов различной иерархии. Длина L, ширина h и глубина проникновения Н являются основными характеристиками геометрических размеров трехмерной области разлома. Длину L и ширину h зоны разлома можно измерить по нарушения на земной поверхности [Леви К.Г., Хромовских B.C., Кочетков В.М., Николаев В.В., Семенов P.M., Серебренников С.П., Чипизубов А.В., Демьянович М.Г., Аржанников С.Г., Дельянский Е.А., Смекалин О.П., Ружич В.В., Буддо В.Ю., Масальский O.К., Потапов В.А., Бержинский Ю.А., Радзиминович Я.Б. Современная геодинамика: сейсмотектоника, прогноз землетрясений, сейсмический риск (фундаментальные и прикладные аспекты) // Литосфера Центральной Азии. - Новосибирск: Наука СИФ РАН, 1996. - С. 150-182.], оценить как размеры зон трещиноватости [Патент на изобретение №2625615] и определить как эффективные геометрические размеры зоны разлома, заполненной флюидом [Патент на изобретение №2570589]. Нижнюю границу проникновения разломов, как их глубину Н, можно приближенно оценить по глубинам гипоцентров землетрясений. Приближенно потому, что глубины гипоцентров землетрясений обычно определяются с высокой погрешностью. По материалам «Бюллетеней землетрясений Прибайкалья» с 1980 по 1997 годы за полугодовые интервалы времени нами оценены средние глубины Н гипоцентров землетрясений различных энергетических классов и их стандартные отклонения ΔН (Фиг. 2). Видно, что средние глубины очагов не превышают 20 км, а стандарты определения глубин значительны и иногда ΔН>15 км. Оценки получены при минимальном числе толчков N=52 с энергетическим классом K_p≥8. Поскольку в выборке присутствуют слабые землетрясения, обычно приуроченные к верхним этажам земной коры, то полученные оценки в целом указывают на возможность проникновения активных разломов БРЗ на значительные глубины.

Недостатки применяемых методов:

- представленные на Фиг. 2 глубины землетрясений изменяются во времени, что указывает на слабую обоснованность предположения связи глубины разлома и гипоцентра землетрясения: глубины разломов, как геологических структур, изменяются во времени очень медленно и проявляются на геологических масштабах времени в сотни и тысячи лет;

- землетрясения разных энергетических классов будут показывать разные глубины проникновения;

- в самом предположении о связи глубины разлома и положения гипоцентра землетрясения на нижней границе разлома априори внесено условие, что разрыв развивается вверх от гипоцентра, что, скорее всего, некорректно.

Предлагаемый способ позволяет исключить эти недостатки и является шагом в решении проблемы определения глубин разломов в литосфере с целью оценки размеров очагов сильных возможных 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.

В патенте [Патент на изобретение №2570589] описана методика определения эффективной длины и ширины заполненных флюидом разломных зон по записям сейсмических колебаний. В основе методики лежат экспериментально-теоретические результаты по выделению и параметризации интерфейсных низкочастотных сейсмических волн, возникающих в модельных конструкциях типа узкой щели, заполненной флюидом [Виноградов Е.А. Реакция геофлюидных систем на сейсмическое воздействие. Автореф. дис. канд. физ.-мат. наук. - Москва, 2011. - ИДГ РАН. - 24 с]. Этот лабораторный эксперимент был повторен в естественных условиях природной «щели», заполненной водой: методика была применена для определения длины и ширины рифта озера Байкал и позволила получить результаты, хорошо соответствующие длине и ширине рифтовой «щели» оз. Байкал (rift переводится как "щель") [Черных Е.Н., Ключевский А.В. Выделение в записях микросейсм интерфейсных волн генерируемых рифтом озера Байкал // Природные и техногенные риски. Безопасность сооружений. - 2013. - №5. - С. 38-40.].

Предлагаемое техническое решение по определению глубины рифта озера Байкал реализовано следующим образом:

Для оценки эффективной глубины проникновения разломов h в литосферу предлагается способ, основанный на возможности появления солитона в заполненной флюидом области разлома - флюидном канале (см. Фиг. 1). Солитон (от лат. solus - один) - локализованное стационарное или стационарное в среднем возмущение однородной или пространственно-периодической нелинейной среды. Солитон характеризуется следующими свойствами: локализован в конечной области; распространяется без деформации, перенося энергию, импульс, момент импульса; сохраняет свою структуру при взаимодействии с другими такими же солитонами; может образовывать связанные состояния, ансамбли. Профиль (форма) солитона определяется в нелинейной среде двумя конкурирующими процессами: расплыванием профиля волны из-за дисперсии среды и «опрокидыванием» нарастающего волнового фронта из-за нелинейности. До начала 1960-х гг. солитоном называли уединенную волну - волновой пакет неизменной формы, распространяющийся с постоянной скоростью по поверхности жидкости конечной глубины. В настоящее время под определение солитона попадает [http://www. femto.com.ua/articles/part_2/3737.html] множество физических объектов. Природа и механизм реализации солитона во флюидном канале разлома аналогичны образованию и распространению волн цунами в водной среде, возникающих при сильных и умеренных землетрясениях с вертикальной компонентой подвижки [Ключевский А.В., Демьянович В.М., Ключевская А.А. О возможности цунами на озере Байкал // Доклады Академии наук. - 2012. - Т. 442. - №2. - С. 254-258]: импульсное вертикальное перемещение столба воды и последующее распространение волны давления - цунами-солитона со скоростью где - ускорение свободного падения, а Н - глубина водоема в месте распространения (в рассматриваемом случае глубина флюидного канала). Квазипериодичность процесса формируется из-за разрушения солитона на краях разлома, а период проявления солитонного возмущения равен

В качестве примера определения эффективной глубины Н используем Фиг. 3, на которой представлены нормированные спектры S преобразованных сейсмических колебаний на сейсмостанциях БРЗ "Листвянка" (а) и "Нижнеангарск" (б). Расположение этих станций на западном побережье оз. Байкал показано на Фиг. 4. Обращает на себя внимание достаточно близкая структура распределения максимумов спектра на Фиг. 3 (графики а, б). Наиболее значительные по уровню максимумы спектра с близкими периодами 13.6 и 13.7 минут, которые устойчиво сохраняются при реализации различных выборок сейсмических колебаний, интерпретированы как основная мода интерфейсных волн, генерируемых рифтом оз. Байкал. Эти значений периодов соответствуют эффективной длине озера L=610-620 км, что достаточно близко к длине озера (636 км) [Атлас Байкала. - М.: Федеральная служба геодезии и картографии России, 1993. - 160 с.]. Далее определяем эффективную ширину и при α=6.34 км/с, β=3.6 км/с, ρ_M=2700 кг/м³, ρ_F=1000 кг/м³ вычисления по формуле (2) дают оценку ширины «трещины» оз. Байкал h=18 км. Другие максимумы, выделяющиеся на периодах 8.6-8.7, 9.8-10.2 и 11.6-11.9 минут, позволяют оценить длину и ширину формирующих их разломов в соотношениях L/h как 390/11, 440/12 и 520/14 км. Первые две оценки близки к размерам Приморского разлома [Леви К.Г., Хромовских B.C., Кочетков В.М., Николаев В.В., Семенов P.M., Серебренников С.П., Чипизубов А.В., Демьянович М.Г., Аржанников С.Г., Дельянский Е.А., Смекалин О.П., Ружич В.В., Буддо В.Ю., Масальский O.К., Потапов В.А., Бержинский Ю.А., Радзиминович Я.Б. Современная геодинамика: сейсмотектоника, прогноз землетрясений, сейсмический риск (фундаментальные и прикладные аспекты) // Литосфера Центральной Азии. - Новосибирск: Наука СИФ РАН, 1996. - С. 150-182.]. Выделенный третий максимум, проявляющийся однозначно на периоде T=11.6-11.9 минут, не имеет соответствия в длинах известных по геолого-геофизическим материалам близко расположенных основных активных разломов этой территории и по этой причине требует коррекции. При подстановке эффективной длины оз. Байкал L=620000 метров, ускорения свободного падения и среднего значения периода скорректированного максимума T≈11.75 минут в формулу (3) получаем глубину проникновения рифта оз. Байкал соответствующую величине глубинного разлома h≈80 км, которая почти равна глубине нижней границе аномального слоя (80-90 км) в верхах мантии под оз. Байкал в районе Южно-Байкальской впадины (Фиг. 5) [Крылов С.В., Мишенькин Б.П., Мишенькина З.Р., Сергеев В.Н., Шелудько И.Ф., Мандельбаум М.М., Селезнев B.C., Соловьев В.М., Суворов В.Д. Детальные сейсмические исследования литосферы на P- и S-волнах. - Новосибирск: Наука. 1993. - 199 с.].

Получаемую по предлагаемому техническому решению информацию по определению эффективной глубины заполненного флюидом разлома можно использовать для характеристики сейсмической обстановки и потенциальной опасности на территориях промышленного и гражданского строительства, т.е. предлагаемое решение соответствует условию патентоспособности изобретения «промышленная применимость». Информацию по контролю изменения состояния разломной трещиноватости литосферы по изменениям глубины разлома можно использовать в качестве предвестника сильных землетрясений [Kocharyan G.G., Ostapchuk A.A, Pavlov D.V. Traces Of Laboratory earthquake Nucleation In The Spectrum Of Ambient Noise // Scientific Reports. - 2018. -T. 8.- №1. - С. 10764. DOI:10.1038/s41598-018-28976-9; Кочарян Г.Г. Разломная зона как нелинейная механическая система // Физ. мезомех. - 2010. - Т. 13. - Спец. выпуск. - С. 5-17; Касимова В.А., Копылова Т.Н., Любушин А.А. Вариации параметров фонового сейсмического шума на стадиях подготовки сильных землетрясений в Камчатском регионе // Физика Земли. - 2018. - №2. - С. 81-95], т.е. предлагаемое решение соответствует условию патентоспособности изобретения «фундаментальность».

Способ определения эффективной глубины заполненного флюидами разлома, при котором выполняют инструментальную регистрацию сейсмических волн, проводят обработку данных с выделением в процессе обработки информативных спектров колебаний, по данным сейсмического мониторинга зоны разлома с частотой дискретизации 100 Гц делают анализ спектров и оценку на основе анализа эффективных геометрических размеров зоны разлома, производят обработку данных по выборке с частотой 0,00833 Гц, строят спектры низкочастотных микросейсмических колебаний, по анализу графика спектральных отношений определяют эффективную длину L зоны разлома по зависимости частот и периодов основной моды резонансных колебаний от длины разлома, отличающийся тем, что по геолого-геофизическим материалам выделяют основные разломы в окрестностях пункта инструментальной регистрации сейсмических волн, сопоставляют поверхностные длины основных выделенных по геолого-геофизическим материалам разломов этой территории с определенными выше эффективными длинами L зон разломов, среди эффективных длин находят величину, не соответствующую длинам основных известных по геолого-геофизическим материалам разломов, на графике спектра низкочастотных микросейсмических колебаний выделяют требующий коррекции максимум спектра для этой величины, находят его период Т и используют формулу для определения эффективной глубины разлома ,

где Н - эффективная глубина разлома, L - эффективная длина разлома, - ускорение свободного падения, T - период требующего коррекции максимума спектра на графике спектра низкочастотных микросейсмических колебаний.