1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Физика Земли
  4. № 1, 2023

Физика Земли, 2023, № 1, стр. 12-23

Исследование полей смещений методами космической геодезии в Приморье

В. Ю. Тимофеев 1, *, Д. Г. Ардюков 1, А. В. Тимофеев 1, М. Г. Валитов 2

1 Институт нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. Трофимука СО РАН
г. Новосибирск, Россия

2 Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН
г. Владивосток, Россия

* E-mail: timofeevvy@ipgg.sbras.ru

Поступила в редакцию 28.03.2022
После доработки 08.08.2022
Принята к публикации 27.08.2022

Полный текст (PDF)

Аннотация

В работе представлены результаты GPS-наблюдений (2003–2020 гг.), выполненных в Приморском и Хабаровском краях на юго-востоке России. Целями наших исследований являлись получение значений скоростей смещения, тестирование связи современных скоростей с сейсмичностью, с особенностями геологической структуры Приморья, изучение реологических параметров коры и астеносферы на окраине континента. В статье проанализированы результаты измерений в Приморье на Центральном Сихотэ-Алиньском разломе. В дальней зоне исследованы последствия Японского землетрясения Тохоку-Оки магнитудой М = 9, случившегося 11.03.2011 г. Зона косейсмических и постсейсмических смещений простирается на расстояние свыше 1000 км от эпицентра. Постсейсмические затухания многолетних горизонтальных и вертикальных смещений позволяют оценить время релаксации для упруго-вязкой модели. При значениях времени затухания от 4 до 8 лет, в рамках двухслойной реологической модели получены значения вязкости для нижнего слоя: 8 × 1018–3 × 1019 Па ⋅ с. Используя модель изгиба земной поверхности и дна Японского моря, в зоне контакта континент–океан сделана оценка мощности (20–25 км) упругой верхней части земной коры.

Ключевые слова: космическая геодезия, континентальная окраина, смещения на разломе, косейсмические смещения, постсейсмическая релаксация, Японское землетрясение 11.03.2011 г. (Тохоку-Оки), мощность упругой коры, астеносфера, вязкость по Максвеллу.

ВВЕДЕНИЕ

Зона контакта континента и океана, расположенная в восточной части Азии, является ареной активной сейсмической активности, изучение которой является весьма актуальным для геофизики. Здесь расположено сочленение трех главных тектонических плит Земли (Евразийской, Северо-Американской и Тихоокеанской) (рис. 1). Отметим, что положение границ и существование микроплит (Амурской и Охотоморской) является предметом дискуссий и активных современных исследований [Стеблов, 2004; Jin et al., 2007; Kogan, Steblov, 2008; Стеблов и др., 2010; Argus et al., 2010; DeMets et al., 2010; Василенко и др., 2011; Тимофеев и др., 2008; 2012; 2018].

Рис. 1.

Смещение на границе плит по различным моделям взаимного вращения Северо-Американской и Евразийской плит. Стрелками показана величина и направление смещений на границах плит. Широта и долгота в градусах, скорость горизонтального смещения в сантиметрах в год. PAC – Тихоокеанская плита, OKH – Охотоморская плита в составе Северо-Американской.

Высокая сейсмическая активность зон субдукции обусловлена происходящими здесь современными геодинамическими процессами, а именно погружением одной тектонической плиты под другую. Так Тихоокеанская плита, представленная океанической корой, со скоростью около 8 см в год пододвигается под плиту Евразия. Напряжения, накопленные в земной коре, концентрируются и активно разгружаются на границах плит. Это отражается как в мозаике распределения зон разломов в восточной части Евразии [Karsakov, 2001; Малышев и др., 2007], так и в характере смещений по разломам, выделяемом по геологическим данным (рис. 2). Одним из элементов восточной окраины континента является хребет Сихотэ-Алинь. Здесь с юго-востока на северо-запад простирается сдвиговая зона – Центральный Сихотэ-Алиньский разлом.

Рис. 2.

Положение пунктов GPS-измерений и разломная сеть в восточной части Евразии на территории Приморского и Хабаровского краев [Karsakov, 2001]. 1) – основные разломы региона: 1 – Пауканский, 2 – Куканский, 3 – Итунь-Иланский (Тан-Лу), 4 – Дун Ми, 5 – Алчинский, 6 – Наолихэ, 7 – Арсеньевский, 8 – Центральный Сихотэ-Алиньский, 9 – Прибрежный, 10 – Амурский, 11 – Колумбинский; 2) – пункты GPS-наблюдений, в том числе Сихотэ-Алиньский широтный профиль (временный базовый пункт: 0 – ZMEY, высота пункта Н = 129 м, сетевые пункты профиля:1 – MALI, Н = 189 м; 2 – EAST, Н = 404 м; 3 – BURS, Н = 687 м; 4 – NEBO, Н = 838 м; 5 – PLST, H = 112 м); 3) – характер смещений по разломам по геологическим данным.

Сильнейшие землетрясения, возникающие в субдукционных зонах, часто характеризуются очень протяженными очагами и возникновением длительных постсейсмических процессов вследствие высвобождения энергии накопленных упругих напряжений [Kogan, Steblov, 2008; Shestakov et al., 2011; 2012; 2014]. Такие землетрясения проявляются в смещениях земной поверхности, которые могут достигать десятков метров вблизи очага землетрясения и сантиметров в тысяче километрах от эпицентра

Задачами наших исследования являлись анализ современных полей смещения, полученных методами космической геодезии в Приморье, тестирование связи современных скоростей с сейсмичностью и с особенностями геологической структуры. Вопрос о реологических свойствах астеносферы в этом регионе относится к числу дискуссионных [Владимирова и др., 2011; Сдельникова и др., 2016], однако исследование постсейсмических процессов, вызванных сильнейшими землетрясениями, позволяет надеяться на получение новых знаний о вязкости этого слоя.

МЕТОДИКА ЭКСПЕРИМЕНТА

Глобальные навигационные спутниковые системы (VLBI, GPS, DORIS и SLR) за многие десятилетия своего развития вывели на новый качественный уровень методы исследования и привели к существенным изменениям в подходах к изучению различных геодинамических процессов. Наиболее массовое применение в геодинамических измерениях получила система GPS (глобальная система позиционирования), отличающаяся компактностью и сравнительной легкостью установки. Сетевые GPS-измерения в Приморском и Хабаровском краях начаты в 2003 г. с закладки широтного профиля из 5 пунктов, пересекающего хребет Сихотэ-Алинь с запада на восток (рис. 2). Закладка северных пунктов в Хабаровском крае проводилась начиная с 2007 г. Пункты оборудовались на коренных породах, бетонирование реперов выполнялось за 2–3 мес. до начала измерений. При измерениях применялись двухчастотные приемники космической геодезии типа Trimble 4700 с жесткой центровкой антенн Microcentered TRM33429.00+GP. Одновременно использовались два комплекта приемников. На временной региональной станции ZMEY выполнялось накопление данных за весь период сетевых измерений (две–три нед.). На отдельных сетевых пунктах наблюдения продолжались от 48 до 72 ч. Для исключения сезонных искажений наблюдения проводились ежегодно в сентябре. При анализе материалов использовались специальные программные пакеты, наиболее распространенные в работе международных научных центров: GAMIT-GLOBK [Herring et al., 2006a; 2006б] и BERNESE [Dach et al., 2007]. Данные сетевых измерений обрабатывались с использованием результатов по мировой сети постоянных станций Евразии и ее окружения (коды станций в сети IGS: TNML, TCMS, PIMO, TWIF, SHAO, SUWN, DAEJ, TIXI, YAKT, MAGO, HETP, BILI, YSSK, USUD, TSKB, KSMU, MIZU, NVSK, BJFS, WUHN, IRKT, KUNM, LHAS, NRIL, URUM, HYDE, IISC, BAN2, SELE, POL2, KIT3, ARTU, BANR, ZWE2, MOBN, ELAT, ANKR, GLSV). Пример определения широты пункта и среднеквадратичной ошибки определения приведен в табл. 1. Ошибка определений долготы такая же для отдельной эпохи, определения вертикальной компоненты обычно происходят с ошибкой в три раза больше.

Таблица 1.  

Значения широты пункта GORA на полигоне “Мыс Шульца” по ежесуточным определениям с помощью программного пакета GAMIT-GLOBK версии 10.7: А) по определению 2012 г., Б) – 2013 г.

А)        
Дата Час, мин, с. Широта в градусах Отклонение от среднего в градусах ×1010 Отклонение в миллиметрах
2012.08.28 115 900 42.5824009581 423 4.7
2012.08.29 115 900 42.5824010137 979 11.0
2012.08.30 115 900 42.5824009507 349 3.8
2012.08.31 115 900 42.5824008725 433 4.8
2012.09.01 115 900 42.5824009248 90 1.0
2012.09.02 115 900 42.5824008451 707 7.8
2012.09.03 115 900 42.5824008983 175 1.9
2012.09.04 115 900 42.5824008636 522 5.8
Среднее значение 42.5824009158
Среднеквадратичная Ошибка ± 201 ±2.2
Б)      
Дата Час, мин, с. Широта в градусах Отклонение от среднего в градусах ×1010 Отклонение в миллиметрах
2013.09.11 115 900 42.5824008011 18 0.2
2013.09.12 115 900 42.5824008010 19 0.2
2013.09.13 115 900 42.5824008065 36 0.4
Среднее значение 42.5824008029
Среднеквадратичная Ошибка ±18 ±0.2

Изменение величины ошибки в отдельные периоды наблюдений связано с погодными условиями, прохождением тайфунов и циклонов. Использование результатов наблюдений при изучении относительного смещения плит проиллюстрировано на рис. 3. Величина вектора скорости горизонтального смещения пункта GORA относительно пункта YSSK, расположенного на окраине г. Южно-Сахалинск на юго-востоке острова Сахалин, достигает 15 мм в год, что на порядок превышает ошибку определения (табл. 1) и соответствует модельным представлениям (рис. 1).

Рис. 3.

Вектор скорости смещение пункта измерений GORA на полигоне “Мыс Шульца” и границы тектонических плит. Границы тектонических плит (сплошные линии) приведены согласно глобальной модели NUVEL-1A и по современным моделям (- - - -) [DeMets et al., 2010; Kreemer et al., 2014]. Стрелкой показано смещение пункта GORA относительно пункта Южно-Сахалинск – YSSK, расположенного на Охотоморской плите. Эпоха измерений: 2012–2013 гг. Звездочками показано положение эпицентра катастрофического землетрясения в Японии 11.03.2011 г. магнитудой М = 9.0 восточнее о. Хонсю и Невельского землетрясения у юго-западного побережья о. Сахалин 02.08.2007 г., М = 6.5. AMU – Амурская плита в составе Евразийской, NA (OKH) – Охотоморская плита в составе Северо-Американской, PAC – Тихоокеанская плита, PH – Филиппинская плита.

Используя многолетние данные о ежегодных определениях координат, получаем годовую скорость смещения пункта. Исключая плитное движение Евразийской плиты определяем аномальную скорость. Смещения на сфере описывают через параметры вращения. Скорость плитного движения V, используя угловую скорость вращения плиты Ω (градус/миллион лет), вычисляется по формулам:

(1)
$\begin{gathered} V = 11.12\sin \gamma \Omega , \\ \gamma = \arccos [\sin \varphi \sin \Phi + \cos \Phi \cos (\Lambda --\lambda )],{{V}_{N}} = V\sin \beta ;\,\,\,{{V}_{E}} = V\cos \beta ; \\ \beta = {\text{arctg}}\{ \sin {{(\lambda - \Lambda )} \mathord{\left/ {\vphantom {{(\lambda - \Lambda )} {[({{\sin (90--\varphi )} \mathord{\left/ {\vphantom {{\sin (90--\varphi )} {{\text{tg}}(90 - \Phi )}}} \right. \kern-0em} {{\text{tg}}(90 - \Phi )}})--\cos (90--\varphi )\cos (\lambda --\Lambda )]\} }}} \right. \kern-0em} {[({{\sin (90--\varphi )} \mathord{\left/ {\vphantom {{\sin (90--\varphi )} {{\text{tg}}(90 - \Phi )}}} \right. \kern-0em} {{\text{tg}}(90 - \Phi )}})--\cos (90--\varphi )\cos (\lambda --\Lambda )]\} }}, \\ \end{gathered} $
где: φ – широта пункта наблюдений; λ – долгота пункта; Φ – широта полюса Эйлера; Λ – долгота полюса. Для Евразийской плиты по модели SOPAC-2008 широта полюса вращения плиты 55.851° с.ш., долгота 262.622° в.д., угловая скорость вращения 0.263 градуса в миллион лет. Линейная скорость смещения по формуле (1) получается в сантиметрах в год при среднем радиусе Земли 6371 км.

Получив график смещений пункта и исключив плитное движение, можно анализировать региональные аномалии, например, смещения на разломах или затухание смещений после сильных землетрясений. Постсейсмические смещения земной поверхности в рамках вертикально стратифицированной модели с упругими и вязко-упругими слоями в двумерном случае рассчитываются аналитически [Segall, 2002], а в трехмерном пространственном варианте – обычно с помощью вычислительных методов и специальных программных средств [Pollitz, 2006]. Процесс подготовки землетрясения и постсейсмические процессы в зоне субдукции можно описать как блокировку смещений на контакте океанической и континентальной плит, что сопровождается накоплением энергии деформации. Потом следует образование разрыва и быстрого смещения верхней упругой части коры (момент землетрясения). Далее наблюдаются медленные постсейсмические смещения, связанные с вязким прилипанием и крипом в зоне контакта плит. Известно, что косейсмические и постсейсмические распределения смещений точек на поверхности отличаются введением в решение, используемое для описания эффектов, времени. Т.е. в этом случае от решения с упругим полупространством переходим к двухслойным и многослойным моделям с упругим и вязко-упругим слоями. Первая часть решения описывает деформацию поверхности упругого слоя с внутренней краевой дислокацией. Вторая часть связана с существованием нижнего вязко-упругого полупространства. Получаем зависимую от времени деформацию как отклик на мгновенную деформацию, вызванную смещением (дислокацией) в момент времени t = 0. Внезапное появление краевой дислокации приводит к начальному смещению поверхности, подобным по величине результатам на упругом полупространстве. Но со временем деформация изменяется как результат релаксации в нижнем полупространстве, поверхностная деформация распространяется от поверхности разрыва и меняет со временем картину смещений на поверхности. Продолжительность медленной деформации в реологической модели тела Максвелла характеризуется параметром – временем релаксации Т, которое связано следующим соотношением с вязкостью η и модулем сдвига μ нижней коры или астеносферы. Одно из первых определений приведено в работе [Nur, Mavko, 1974], при этом использовано соотношение:

(2)
$T = {{(\alpha \eta )} \mathord{\left/ {\vphantom {{(\alpha \eta )} {2\mu }}} \right. \kern-0em} {2\mu }},$
где параметр α изменяется в пределах: 1 < α < 10.

Таким образом, в рамках модели, используя экспериментальные данные, появляется возможность определения вязкости нижнего слоя.

Проводя исследования на окраине континента, можно проанализировать особенности формы рельефа земной поверхности и дна океана. Используя модель изгиба, можно определить мощность верхнего упругого слоя. Известно, что универсальный профиль изгиба, вызванный деформацией земной поверхности в зоне контакта континент–океан, описывается следующей кривой [Turcotte, Schubert, 2001]:

(3)
$\begin{gathered} {\omega \mathord{\left/ {\vphantom {\omega {{{\omega }_{b}}}}} \right. \kern-0em} {{{\omega }_{b}}}} = {{2}^{{1/2}}}{{e}^{{\pi /4}}}\exp [ - ({\pi \mathord{\left/ {\vphantom {\pi 4}} \right. \kern-0em} 4}){{(x--{{x}_{0}})} \mathord{\left/ {\vphantom {{(x--{{x}_{0}})} {({{x}_{b}} - {{x}_{0}})}}} \right. \kern-0em} {({{x}_{b}} - {{x}_{0}})}}] \times \\ \times \,\,\sin [{\pi \mathord{\left/ {\vphantom {\pi 4}} \right. \kern-0em} 4}{{(x - {{x}_{0}})} \mathord{\left/ {\vphantom {{(x - {{x}_{0}})} {({{x}_{b}} - {{x}_{0}})}}} \right. \kern-0em} {({{x}_{b}} - {{x}_{0}})}}], \\ \end{gathered} $
где: xh – x0 = πΔ/4 [Turcotte, Schubert, 2001]; x0 – точка на береговой линии; xh – самая верхняя точка профиля.

Параметр кривизны Δ записывается в виде:

(4)
$\Delta = 4{{({{x}_{h}} - {{x}_{0}})} \mathord{\left/ {\vphantom {{({{x}_{h}} - {{x}_{0}})} \pi }} \right. \kern-0em} \pi }.$

Используя соотношение (4), получаем параметр кривизны профиля Δ = 51–64 км. Параметр изгиба Δ связан с изгибной жесткостью пластины D-соотношением:

(5)
$\Delta = {\text{ }}{{[{{4D} \mathord{\left/ {\vphantom {{4D} {({{\rho }_{m}} - \,~{{\rho }_{w}})}}} \right. \kern-0em} {({{\rho }_{m}} - \,~{{\rho }_{w}})}}g]}^{{1/4}}},$
где: ρm – плотность мантии; ρw – плотность воды; g – гравитационное ускорение.

Из соотношения (5) получаем выражение для изгибной жесткости в виде:

(6)
$D = {{\Delta }^{4}}({{\rho }_{m}} - {{\rho }_{0}}){g \mathord{\left/ {\vphantom {g 4}} \right. \kern-0em} 4}.$

Связь изгибной жесткости, коэффициента Пуассона ν, модуля Юнга слоя E и его мощности h записывается в виде [Turcotte, Schubert, 2001]:

(7)
$D = {{E{{h}^{3}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{E{{h}^{3}}} {{\text{ }}[12(1{\text{ }} - {{\nu }^{2}})]~}}} \right. \kern-0em} {{\text{ }}[12(1{\text{ }} - {{\nu }^{2}})]~}}.$

Отсюда получаем выражение для мощности упругого слоя:

(8)
$h = {{\{ D[12{{(1{\text{ }}--{{\nu }^{2}})} \mathord{\left/ {\vphantom {{(1{\text{ }}--{{\nu }^{2}})} E}} \right. \kern-0em} E}]\} }^{{1/3}}}.$

Далее, используя описание рельефа и батиметрию дна моря в зоне контакта континент– океан, можно оценить мощность упругой части коры в регионе.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Рассмотрим интерпретацию результатов измерений. Анализ данных за период 2003–2006 гг. показывают ежегодное смещение края Евразийской (Амурской плиты) относительно края Охотоморской плиты в среднем на 10 мм на восток. Для контроля результата данные по Сихотэ-Алиньскому профилю на этом периоде наблюдений были дополнены и обработаны с использованием программного комплекса BERNESE-5.0. Результаты обработки данных многолетних измерений представлены в табл. 2 [Тимофеев и др., 2008; Shestakov et al., 2011]. Здесь приведены годовые скорости смещения пунктов на юг (VN) и на восток (VE) относительно центра масс Земли и аномальные смещения при исключении плитного движения Евразийской плиты.

Таблица 2.  

Горизонтальные скорости для станций Сихотэ-Алиньской сети и региональных станций c ошибками в системе ITRF2008 (плитное смещение относительно центра масс Земли) и относительно Евразии-EUR. Эпоха 2003–2004–2005–2006 гг.

Код
станции 		Широта в градусах Долгота в градусах Скорость VN, мм/год с ошибкой Скорость VE, мм/год
с ошибкой 		Скорость относительно EUR VN, мм/год Скорость относительно EUR VE, мм/год
ZMEY 48.100 135.590 –13.0 ± 0.4 23.0 ± 0.4 +0.6 ± 0.4 1.1 ± 0.4
KHAJ 48.521 135.046 –13.8 ± 0.2 22.8 ± 0.2 –0.3 ± 0.2 0.9 ± 0.2
EAST 46.000 135.060 –13.1 ± 1.0 22.4 ± 0.5 +0.4 ± 1.0 0.0 ± 0.5
BURS 45.400 135.440 –13.3 ± 0.7 23.1 ± 0.8 0.3 ± 0.7 0.7 ± 0.8
NEBO 45.110 135.820 –10.0 ± 0.8 24.0 ± 0.7 3.6 ± 0.8 1.6 ± 0.7
PLST 44.730 136.310 –12.8 ± 0.9 23.6 ± 1.0 0.9 ± 0.9 1.2 ± 1.0
SMHK 44.346 135.818 –12.7 ± 0.4 22.5 ± 1.1 0.9 ± 0.4 0.0 ± 1.1
TERN 45.062 136.601 –11.2 ± 0.9 23.4 ± 0.4 2.5 ± 0.9 1.2 ± 0.4

Измерения, выполняемые с 2007 г., включали наблюдения на пунктах, расположенных на севере Хабаровского края. Периодичность измерений на отдельных пунктах сети составляла от 2 до 5 лет. Период измерений 2007–2014 гг. включает эпохи сильнейших землетрясений региона: Симуширских 15.11.2006 г. и 13.01.2007 г. с магнитудами 8.0 и 8.1; Невельского 02.08.2007 г., М = 6.5; Японского 11.03.2011 г., М = 9.0 и Охотоморского 24.05.2013 г., М = 8.3), которые отразились в результатах непрерывных измерений как на региональных станциях [Владимирова и др., 2011; Василенко и др., 2011; Ozawa et al., 2011; Стеблов и др., 2010; Шестаков и др., 2011; Сдельникова, Стеблов; 2016], так и на сетевых пунктах. Наиболее ярко косейсмические смещения проявились в эпоху Японского землетрясения 11.03.2011 г., М = 9.0. Даже в дальней зоне на расстояниях более 1000 км от эпицентра скачок смещений достигал сантиметров (рис. 4). Отметим, что значение вектора смещений убывает с расстоянием и ориентировано на эпицентр землетрясения [Тимофеев и др., 2018].

Рис. 4.

Зависимость косейсмического горизонтального смещения (в см) от расстояния до эпицентра в тысячах километрах (горизонтальная шкала). Ряд 1 – экспериментальные данные, полученные в Приморье и в Хабаровском крае, и линия тренда (1/x2).

Начиная с 2010 г. измерения были дополнены ежегодными наблюдениями на научном полигоне “Мыс Шульца” (рис. 2, рис. 3), который расположен в дальней зоне на расстоянии 1000 км от эпицентра Японского землетрясения 11.03.2011 г. (координаты 38.1° N, 142.9° E) [Japan Met., 2011; Ozawa et al., 2011]. Ежегодные наблюдения на полигоне (координаты 42.58° N, 131.16° E) позволили зарегистрировать косейсмические и постсейсмические эффекты – изменение 3D-смещений во времени, начиная с 2010 г., по 2020 г. Смещения в дальней зоне, показанные на рис. 5, получены в результате ежегодных определений в сентябре. Для горизонтальных смещений зарегистрирован скачок в момент катастрофического Японского землетрясения. Для вертикальных движений косейсмического скачка в момент землетрясения не отмечено. Постсейсмическое опускание пункта за 10 лет составило 22 миллиметра. Для горизонтальных смещений постсейсмический эффект, связанный с катастрофическим Японским землетрясением, можно оценить, исключив плитное смещение пункта. Изменение положения пункта GORA за период 2010–2020 гг. и модельное плитное смещение показаны на рис. 5.

Рис. 5.

Смещение на юг (а) и на восток (б) пункта GORA на полигоне мыс Шульца за период 2010–2020 гг. Вертикальная шкала в метрах. Ряд 1 – наблюденные значения смещений; Ряд 2 – расчетное плитное смещение по модели Евразии SOPAC-2008 (координаты полюса Эйлера 55.851° с.ш., 262.622° в.д.; ω = 0.263°/миллион лет) [http//sopac.ucsd.edu].

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Современные смещения на разломе

Рассмотрим возможности метода космической геодезии при исследовании структуры северной и восточной окраины Евразии. Относительные скорости на границах Евразийской и Северо-Американской плит (рис. 1) меняются от 2–4 мм в год на севере в районе Тикси, до 10–15 мм в год в районе Приморье–Сахалин [Стеблов, 2004; Тимофеев и др., 2008; 2012]. Возможно, меньшие по протяженности внутриконтинентальные структурные границы – зоны разломов должны иметь и меньшие относительные скорости. В Приморье один из значимых структурных элементов – это Центральный Сихотэ-Алиньский разлом. Геологические оценки величины сдвига на разломе неоднозначны [Karsakov, 2001; Малыщев и др., 2007]. Проанализируем данные, полученные в период отсутствия сильных землетрясений в регионе. В эпоху 2003–2006 гг. средняя скорость горизонтального смещения (табл. 1) относительно Евразии для пунктов (ZMEY, KHAJ, EAST), расположенных к западу от Центрального Сихотэ-Алиньского разлома (ЦСАР) составила VN = 0.23 мм/год, VE = 0.66 мм /год [Тимофеев В.Ю. и др., 2008; Shestakov et al., 2011]. Для пунктов к востоку от разлома (BURS, NEBO, PLST, SMHK, TERN) средняя скорость достигала VN = 1.64 мм/год, VE = 0.94 мм/год. Вектор скорости смещения восточного фланга ЦСАР относительно западного достигал 1.4 ± 1.0 мм/год на ССВ. То есть, получено левостороннее относительное смещение. Можно отметить, что знак смещения соответствует геологическим представлениям (рис. 2). Большая ошибка определения и малая экспериментальная величина скорости, видимо, дают лишь качественную оценку эффекта левостороннего сдвига на разломе, а о количественной оценке лишь отметим, что относительная скорость здесь не превышает 1 мм в год. Для более точных определений необходим продолжительный период определений с тщательным исключением влияния косейсмических и постсейсмических эффектов.

Косейсмические и постсейсмические эффекты в дальней зоне Японского землетрясения 11.03.2011 г.

На восточной окраине Евразийской тектонической плиты наиболее сильным землетрясением за последние десятилетия является Японское землетрясение 11.03.2011 г. с магнитудой 9.0 (координаты 38.1° N, 142.9° E) [Japan Met., 2011]. В дальней зоне Японского землетрясения на расстояниях от 1000 до 1600 км косейсмические смещения изменяются от 43 до 7 мм. Для описания косейсмических смещений существует дислокационная модель землетрясения с аналитическим решением и программной реализацией [Okada 1992; Coulomb 3, 2003–2009]. В работе [Shestakov et al., 2012] показана возможность определения координат землетрясения (38.98° N, 143.47° E) по GPS-данным, полученным в дальней зоне. Быстрая косейсмическая объемная деформация дальней зоны (Приморский край и Хабаровский край) достигла уровня +1.7 × 10–8 [Тимофеев и др., 2018].

Многолетние наблюдения позволяют выделить постсейсмический сигнал от землетрясения. При изучении постсейсмических эффектов можно рассматривать пространственные распределения скорости смещений и сравнивать их с модельными расчетами [Pollitz, 2006], с другой стороны, можно проанализировать многолетнюю кривую затухания смещений, исключая косейсмическую часть. Согласно результатам сетевых GPS-измерений в дальней зоне Японского землетрясения 11.03.2011 г., косейсмический эффект описывается в рамках теории упругости [Шестаков и др., 2011]. Постсейсмическиe смещения (2011–2020 гг.) ориентированы так же, как и косейсмические. Постсейсмические смещения (рис. 6) получены исключением плитного движения пунктов относительно Евразии (модель SOPAC-2008) и описываются кривой релаксации типа:

(9)
$w = A\exp ({{ - t} \mathord{\left/ {\vphantom {{ - t} T}} \right. \kern-0em} T})$
с различным временем затухания Максвелла T, временем t, начиная со следующего года после времени основного события (для исключения эффектов афтершоков и пороупругости) и коэффициентом A, зависимым от величины косейсмического скачка в момент землетрясения.

Рис. 6.

Аномальное смещение на юг (а) и на восток (б) пункта GORA в метрах за период 2010–2020 гг., снято плитное движение по модели SOPAC-2008. Ряд 1 – экспериментальные данные; Ряд 2 – модельная кривая, начало осень 2011 г. Горизонтальная шкала – время, годы. Кривая затухания смещений w1 = A1[1 – exp(–t/T)] построена при значении времени Т1 = 8 лет (на юг) и Т2 = 6 лет (на восток).

Модель вязко-упругой релаксации смещений наиболее реальна для описания постсейсмического эффекта дальней зоны Японского землетрясения. Согласно экспериментальным данным по горизонтальным смещениям (рис. 5), время релаксации Т можно оценить в 8 и 6 лет. В отличие от соотношения (2) в современных работах [Segall, 2002; Pollitz, 2006] для тела Максвелла время релаксации обычно представлено следующим соотношением:

(10)
$T = {\eta \mathord{\left/ {\vphantom {\eta {2\mu }}} \right. \kern-0em} {2\mu }},~$
где: μ – упругий модель сдвига; η – вязкость нижнего слоя.

(11)
$\eta = 2\mu T.$

Используя значение времени релаксации T1 = = 8 лет и при упругом модуле для нижнего слоя μ = 30–55 ГПа, получаем величину вязкости: 1.5 × 1019–2.8 × 1019 Па ⋅ с. Для следующего значения T2 = 6 лет получаем величину вязкости нижнего слоя: 1.1 × 1019–2.1 × 1019 Па ⋅ с. Для опускания земной поверхности (рис. 7) кривая затухания соответствует времени релаксации Т3 = 4 года, что приводит к оценке вязкости 7.5 × 1018–1.4 × 1019 Па ⋅ с. Возможно, в этом случае следует рассматривать более сложную модель процесса затухания смещений. В итоге мы проанализировали кривые затухания смещений, полученные на одном пункте в дальней зоне Японского землетрясения, и получили следующие значения вязкости нижнего слоя, лежащие в следующих пределах: 7.5 × 1018–2.8 × 1019 Па ⋅ с.

Рис. 7.

Вертикальное многолетнее опускание пункта GORA в миллиметрах. Ряд 1 –экспериментальная кривая; Ряд 2 – модельная кривая затухания. Горизонтальная шкала – время, годы. Модельная кривая затухания смещений w3 = A3exp(–t/T3) построена при времени Максвелла Т3 = 4 года.

Известно, что для пунктов, расположенных, в основном, в северо-восточном Китае, из пространственного решения для распределения постсейсмических скоростей смещений [Zhao Qian et al., 2019] получены оценки значения вязкости нижнего слоя, лежащие в диапазоне от 8 × 1018 до 2 × 1019 Па ⋅ с, что соответствует нашим оценкам. В случае пространственного анализа по сети пунктов, в рамках модели вязкой релаксации смещений для периода от 2.5 до 4.5 лет после Японского землетрясения, авторами работы [Zhao Qian et al., 2019] выполнена также оценка мощности упругой части литосферы. Величина мощности оказалась на уровне 20–30 км.

Мощность упругой части земной коры

С другой стороны, мощность верхней упругой части земной коры может быть оценена, используя упругую модель изгиба и кривизны земной поверхности в зоне контакта континент–океан (рис. 8).

Рис. 8.

Профиль рельефа по направлению с севера (континент) на юг (дно Японского моря) (версия GOCE, [ESA Basic …]).

Изгиб поверхности, вызванный взаимодействием тектонических плит в зоне контакта континент–океан, отражается в рельефе земной поверхности юга Приморья и в данных батиметрии дна Японского моря. На континенте профиль начинается в районе невысокого (около 400 м) Нарвинского перевала Сухореченского хребта и далее на юг (рис. 8) и юго-восток (рис. 9) по дну Японского моря. В рамках теории упругости мы интерпретируем кривизну профиля по линии север–юг, проходящего по поверхности континента на расстоянии 40–50 км до побережья, здесь высоты уменьшаются от +0.3 до 0 км. а далее от береговой линии Японского моря по морскому дну до Японской котловины, где глубина монотонно увеличивается от 0 км до – 2.5 км (максимальная глубина котловины 3669 м).

Рис. 9.

Изгиб поверхности по профилю в направлении с юго-востока на северо-запад (дно Японского моря – побережье) [ESA Basic …]. Вертикальная шкала в метрах, горизонтальная в километрах.

Для интерпретации данных об изгибе поверхности используем соотношения (3)–(8), при (xb – x0) = = 40–50 км, где x0 – точка на береговой линии; xb – самая верхняя точка профиля. Используя соотношение (4), получаем параметр кривизны профиля Δ = 51–64 км. При плотности мантии ρm = 3400 кг/м3, плотности воды ρw = 1000 кг/м3 и ускорении силы тяжести g = 10 м/с2, используя соотношения (6) и (7), получаем величину изгибной жесткости D = (0.4–1.0) × 1023 Н ⋅ м. Используя соотношение (8) для мощности h упругого слоя (h = {D[12(1 – ν2)/E]}1/3), при значении коэффициента Пуассона ν = 0.25, модуля Юнга E = 75 ГПа, для юга Приморья получаем оценку мощности упругой верхней коры 20–25 км.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В течение 2003–2020 гг. в Приморском и в Хабаровском краях проводились регулярные наблюдения методом космической геодезии с использованием двухчастотных геодезических GPS-приемников. Здесь создана геодинамическая сеть, на которой проводятся периодические опросы. В Приморье анализ современной кинематики Центрального Сихотэ-Алиньского разлома показал качественное соответствие геологическим представлениям о левостороннем сдвиговом движении по разлому. Точная количественная оценка величины относительного смещения на разломе вследствие ее малой величины, требует более продолжительного периода наблюдений и тщательного учета сейсмических эффектов. В результате измерения величина скорости оказалась порядка миллиметра в год, что сравнимо с ошибкой определения. В регистрируемых на пунктах сети многолетних смещениях выделяются косейсмические эффекты, связанные с сильными землетрясениями региона (магнитудой от 7 до 9, в зависимости от расстояния до эпицентра). Так величина наблюдаемых быстрых смещений в дальней зоне (более 1000 км от эпицентра) Японского землетрясения (11.03.2011 г., М = 9) достигала 40 мм. Косейсмические эффекты хорошо описываются в рамках теории упругости для дислокационной модели землетрясения. В период 2011–2020 гг. в дальней зоне Японского землетрясения наблюдались постсейсмические смещения, для описания которых использована двухслойная упруго-вязкая модель. Кривая релаксации, полученная для горизонтального смещения, приблизительно соответствует оценке для времени Максвелла от 6 до 8 лет. Для вертикального опускания величина времени затухания составила 4 года. В итоге, в рамках модели, вязкость нижней слоя (астеносферы) оценивается в диапазоне: 7.5 × 1018–2.8 × 1019 Па ⋅ с. В зоне взаимодействия тектонических плит в рамках упругой модели, используя данные об изгибе земной поверхности на окраине континента, получена оценка мощности упругой части коры. Она составляет 20–25 км. Полученные значения мощности верхнего упругого слоя и величины вязкости нижнего коррелируют с известными оценками для северо-восточного Китая [Zhao Qian et al., 2019] и могут применяться при моделировании сейсмических процессов и их последствий. Экспериментально полученные значения скоростей смещений пунктов региона могут быть использованы для коррекции местной системы координат, экспериментальные величины быстрых и медленных смещений земной поверхности важны для прогноза катастроф на нефте- и газопроводах, электролиниях, на железных дорогах, мостах и туннелях региона.

Список литературы

  1. Владимирова И.С., Стеблов Г.М., Фролов Д.И. Исследование вязкоупругих деформаций после Симуширских землетрясений 2006–2007 гг. // Физика Земли. 2011. № 11. С. 75–80.

  2. Василенко Н.Ф., Прытков А.С., Сапрыгин С.М. Горизонтальные движения и генерация сильных землетрясений в недрах северного Сахалина // Тихоокеанская геология. 2011. Т. 30. № 3. С. 76–79.

  3. Малышев Ю.Ф., Подгорный В.Я., Шевченко Б.Ф., Романовский Н.П., Каплун В.Б., Горнов П.Ю. Глубинное строение структур ограничения Амурской литосферной плиты // Тихоокеанская геология. 2007. Т. 26. № 2. С. 3–17.

  4. Сдельникова И.А., Стеблов Г.М. Мониторинг цунамигенных землетрясений методами спутниковой геодезии // Геофизические исследования. 2016. Т. 17. № 1. С. 46–55

  5. Стеблов Г.М. Взаимодействие тектонических плит в Северо-Восточной Азии // Докл. РАН. 2004. Т. 394. № 5. С .689–692.

  6. Стеблов Г.М., Василенко Н.Ф., Прытков А.С., Фролов Д.И., Грекова Т.А. Динамика Курило-Камчатской зоны субдукции по данным GPS // Физика Земли. 2010. № 5. С. 77–82.

  7. Тимофеев В.Ю., Ардюков Д.Г., Горнов П.Ю., Малышев Ю.Ф., Бойко Е.В., Результаты анализа данных GPS-измерений (2003–2006 гг.) на Дальнем Востоке по Сихотэ-Алиньской сети // Тихоокеанская геология. 2008. Т. 27. № 4. С. 39–49.

  8. Тимофеев В.Ю., Ардюков Д.Г., Соловьев В.М., Шибаев С.В., Петров А.Ф., Горнов П.Ю., Шестаков Н.В., Бойко Е.В., Тимофеев А.В. Межплитные границы Дальневосточного региона России по результатам GPS-измерений, сейсморазведочных и сейсмологических данных // Геология и геофизика. 2012. Т. 53. № 4. С. 489–507.

  9. Тимофеев В.Ю., Калиш Е.Н., Стусь Ю.Ф., Ардюков Д.Г., Валитов М.Г., Тимофеев А.В., Носов Д.А., Сизиков И.С., Бойко Е.В., Горнов П.Ю., Кулинич Р.Г., Колпащикова Т.Н., Прошкина З.Н., Назаров Е.О., Колмогоров В.Г. Вариации силы тяжести и смещений в зонах сильных землетрясений на Востоке России // Физика Земли. 2018. Т. 54. № 3. С. 45–59.

  10. Шестаков Н.В., Герасименко М.Д., Охзоно Мако. Движения и деформации земной коры Дальнего Востока Российской Федерации, вызванные землетрясением Тохоку 11.03.2011 г. и их влияние на результаты GNSS наблюдений. // Геодезия и картография. 2011. № 8. 35–43.

  11. Шестаков Н.В., Охзоно М., Такахаши Х., Герасименко М.Д., Быков В.Г., Гордеев Е.И., Чебров В.Н., Титков Н.Н., Сероветников С.С., Василенко Н.Ф., Прытков А.С., Сорокин А.А., Серов М.А., Кондратьев М.Н., Пупатенко В.В. Моделирование косейсмических движений земной коры, инициированных глубокофокусным Охотоморским землетрясением 24.05.2013 г., М = 8.3 // Докл. РАН. 2014. Т. 457. № 4. С. 471–476.

  12. Argus D.F., Gordon R.G., Heflin M.B., Ma C., Eanes R.J., Willis P., Peltier W.R., Owen S.E. The angular velocities of the plates and the velocity of the Earth’s centre from space geodesy // Geophysical Journal International. 2010. V. 18. P. 1–48.

  13. Coulomb 3. Graphic-rich deformation & stress-change software for earthquake [Электронный ресурс] / USGS Earthquake Hazards Program – Northern California. Shinji Toda, Ross Stein, Jian Lin and Volkan Sevilgen. Электрон. дан.: США, 2003–2009. Режим доступа: http://quake.usgs.gov свободный.

  14. Dach R., Hugentobler U., Fridez P., Meindl M. Bernese GPS Software Version 5.0. AIUB. University of Bern. 2007. 612 p.

  15. DeMets C., Gordon R.G., Argus D.F. Geologically recent plate motions // Geophysical J. International. 2010. V. 181. P. 1–80.

  16. ESA Basic dataset for VTGoce, http://eo-virtual-archive1.esa.int /GOCEGravityModels.html

  17. Herring T.A., King R.W., McClusky S.C. GAMIT Reference Manual, GPS analysis in MIT, Release 10.3. Department of Earth, Atmospheric, and Planetary Sciences. Massachusetts Institute of Technology, USA. 2006a.

  18. Herring T.A., King R.W., McClusky S.C. GLOBK Reference Manual. Global Kalman filter VLBI and GPS analysis program. Release 10.3. Department of Earth, Atmospheric, and Planetary Sciences. Massachusetts Institute of Technology, USA. 2006б.

  19. http//sopac.ucsd.edu;

  20. Japan Meteorological Agency (JMA). The 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake, first report // http://www. jma.go.jp/jma/en/News/2011_Earthquake_01.html

  21. Jin S., Park P., Zhu W. Micro-plate tectonics and kinematics in Northeast Asia inferred from a dense set of GPS observations // Earth planet. Sci. Lett. 2007. V. 257. P. 486–496.

  22. Karsakov L.P. Tectonic Map of the Central Asian-Pacific Belts Junction Area Transition Zone (scale 1 : 1 500 000), Khabarovsk-Shenyan, ITG FEB RAS, Khabarovsk. 2001.

  23. Kreemer C., Blewitt G., Klein E.C. A geodetic plate motion and Global Strain Rate Model // Geochem. Geophys. Geosyst. 2014. V. 15. № 10. P. 3849–3889.

  24. Kogan M.G., Steblov G.M. Current global plate kinematics from GPS (1995–2007) with the plate-consistent reference frame // J. Geophys. Res. 2008. V. 113. P. B04416. https://doi.org/10.1029/2007JB005353

  25. Nur A., Mavko G. Postseismic viscoelastic rebond // Science. 1974. № 183. P. 204–206.

  26. Okada Y. Internal deformation due to shear and tensile faults in a half-space // Bull. Seismol. Soc. Amer. 1992. V. 82. № 2. P. 1018–1040.

  27. Ozawa S., Nishimura T., Suito H., Kobayashi T., Tobita M., Imakiire T. Coseismic and postseismic slip of the 2011 magnitude 9 Tohoku-Oki earthquake // Nature. 2011. V. 475. P. 373–376.

  28. Pollitz F.F. VISCO1D. Version 3. Tutorial [Электронный ресурс] / F.F. Pollitz (ed.). Reston: USGS. 2006. 36 p. Режим доступа: http://earthquake.usgs.gov/research/software/VISCO1D/manual.pdf

  29. Segall P. Integrating geologic and geodetic estimates of slip rate on the San Andreas fault system // International Geology Review. 2002. V. 44(1). P. 62–82. https://doi.org/10.2747/0020-6814.44.1.62

  30. Shestakov N.V., Gerasimenko M.D., Takahashi H., Kasahara M., Bormotov V.A., Bykov V.G., Kolomiets A.G., Gerasimov G.N., Vasilenko N.F., Prytkov A.S., Timofeev V.Yu., Ardyukov D.G., Kato T. Present tectonics of the southeast of Russia as seen from GPS observations // Geophysical Journal International. 2011. V. 184(2). P. 529–540. https://doi.org/10.1111/j.1365-246X.2010.04871.x

  31. Shestakov N.V., Takahashi H., Ohzono M., Prytkov A.S., Bykov V.G., Gerasimenko M.D., Serov M.A. Analysis of the far-field crustal displacements caused by the 2011 Great Tohoku earthquake inferred from continuous GPS observations // Tectonophysics. 2012. V. 524–525. P. 76–86. doi:10.1016 /j.tecto.2011.12.019

  32. Turcotte D.L., Schubert D. Geodynamics. 2nd ed. Cambridge: Cambridge University Press. 2001. 528 p.

  33. Zhao Qian, Fu Guangyu, Wu Weiwei Spatial-temporal evolution and corresponding mechanism of the far-field post-seismic displacements following the 2011 MW 9.0 Tohoku earthquake. Congress IUGG. 2009. G06p-311.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Физика Земли

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал