ВУЛКАНОЛОГИЯ И СЕЙСМОЛОГИЯ, 2011, № 5, с. 60-75
УДК 551.24.05+550.34
ФРАКТАЛЬНЫЙ АНАЛИЗ ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННЫХ ИЗМЕНЕНИЙ ЭПИЦЕНТРАЛЬНОГО ПОЛЯ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ В РАЗНЫХ РАЙОНАХ БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ
© 2011 г. О. В. Лунина, А. С. Гладков
Институт земной коры СО РАН 664033 Иркутск, ул. Лермонтова, 128, е-шаП: lounina@crust.irk.ru Поступила в редакцию 01.02.2010 г.
На основе фрактального анализа исследованы пространственно-временные изменения эпицентраль-ного поля землетрясений в разных районах Байкальской рифтовой зоны (БРЗ). В каждом из них эпи-центральное поле представляет собой систему, состоящую из нескольких подсистем в виде максимумов повышенных значений фрактальной размерности Б,, которые во многих случаях с постоянной или непостоянной периодичностью появляются примерно в одних и тех же местах. Обнаружена синхронность и миграция в проявлении некоторых максимумов Б,. Для большинства локальных участков в изученных районах характерен, в терминологии А.В. Солоненко, несформированный тип эпицентрального поля, что осложняет прогноз времени землетрясений в конкретном месте, основанный на простых статистических методах. На основе вариаций величин Б, в разных районах рассмотрены особенности хода современного сейсмотектонического процесса в целом в БРЗ.
ВВЕДЕНИЕ
В современных исследованиях при описании структуры природных объектов (сред) и протекающих в них процессов, широко используются методы фрактальных множеств [Mandelbrot, 1982]. Одним из направлений их применения является характеристика разрывообразования и сейсмичности, определяющих деструкцию земной коры [Садовский, Пи-саренко, 1991; Davy et al., 1990; Lunina et al., 2005; Oncel et al., 1996; Sherman, Gladkov, 1999; Solonenko et al., 1996; Stakhovsky, Belousov, 1996; Turcotte, 1989]. Для Байкальской рифтовой зоны (БРЗ) установлено, что пространственные структуры эпицентрального поля и сети разломов подчиняются законам фрактальной геометрии [Ключевский, Зуев, 2006; Шерман, Гладков, 1998; Solonenko et al., 1996]. Это позволило по-новому взглянуть на закономерности проявления сейсмичности [Solonenko et al., 1996], разломной тектоники [Лухнева, Зуев, 1996; Шерман, Гладков, 1998] и взаимосвязи этих процессов в данном регионе [Шерман, Гладков, 1998; Sherman, Gladkov, 1999].
Исследования, проведенные для разных частей БРЗ, подтвердили известный факт [Лукк и др., 1996] пространственной неоднородности распределения эпицентров землетрясений и разломов земной коры в виде множества Мандельброта [Mandelbrot, 1982]. Так, например, разломная сеть БРЗ в целом образует на земной поверхности фрактальное множество с клеточной размерностью (Df) равной 1.68 [Шерман, Гладков, 1998]. При более детальном рассмотрении
отдельных сегментов БРЗ, различающихся по типу поля тектонических напряжений, обнаруживается, что каждый из них представляет собой фрактальные множества с размерностями, отличными от размерности рифтовой зоны в целом [Лухнева, Зуев, 1999; Шерман, Гладков, 1998; Sherman, Gladkov, 1999]. То же самое можно констатировать и для распределения эпицентров сейсмических событий, которое проявляется в масштабах рифтовой зоны как фрактальное множество с клеточной размерностью (D) 1.68, а при более дробном рассмотрении (по основным сегментам) "распадается" на три подмножества с размерностями от 1.49 до 1.76 [Sherman, Gladkov, 1999]. Более того, данные А.В. Солоненко и его группы [Solonenko et al., 1996] свидетельствуют о том, что и эти фрактальные подмножества неоднородны. Было показано, что эпицентральное поле на отдельных участках имеет размерности от 1.53 до 1.91, то есть существует дальнейшее "дробление" фрактальных множеств отдельных сегментов на еще более локальные подмножества.
Причины, приводящие к образованию сложных фрактальных множеств разрывов можно проиллюстрировать результатами моделирования, которые показывают, что вдоль и вкрест простирания формирующейся разломной зоны проявляется закономерное чередование участков повышения и понижения плотности локальных разрывов (трещин) [Семинский, 1986], т.е. участков усложнения и упрощения пространственной структуры разрывной сети. При расчете клеточной размерности эти участки
характеризуются разными показателями, но закономерность их проявления через определенные расстояния позволяет сохранить фрактальное устройство с иной фрактальной размерностью для всей сети мелких разрывов в зоне развивающегося разлома [Turcotte, 1989]. В природе ситуация еще сложнее: вариации поля тектонических напряжений, наложение структур разного генетического типа, сочетание разрывных нарушений и слабонарушенных блоков и многие другие факторы однозначно приводят к формированию иерархически неоднородных фрактальных множеств дизъюнктивов. Можно полагать, что причины появления сложных фрактальных множеств эпицентрального поля землетрясений во многом совпадают с причинами их образования для сети разрывных нарушений.
Для исследования сложных фрактальных множеств с успехом используют корреляционную размерность [Садовский, Писаренко, 1991], либо аппарат мультифрактальных мер [Белоусов, Стаховский, 1993; Стаховский, 2001]. Нимало не умаляя достоинств мультифрактального анализа, все же необходимо отметить, что возможности применения монофракталов и, в частности, наиболее простой в вычислениях клеточной размерности, для изучения сейсмичности и разломной сети далеко не исчерпаны. Например, элементы пространственной фрактальной неоднородности эпицентрального поля землетрясений или разломной сети можно выявить, разбивая изучаемые участки на серию площадок, как это было предложено в [Sherman, Gladkov, 1999]. Возможность анализа изменений эпицентрального поля землетрясений во времени с помощью клеточной размерности показана в работах А.В. Солоненко и его группы [Solonenko et al., 1996]. Рассмотрение динамики (по годам) изменения фрактальной размерности пространственной кластеризации эпицентров землетрясений на отдельных площадках в пределах БРЗ позволило им ввести понятие о сформированном и/или несформированном типе эпи-центрального поля. Случай сформированного типа поля подразумевает относительное постоянство проявления сейсмических событий во времени и пространстве, и в этом случае прогноз может строиться на достаточно простых статистических моделях повторяемости (частоты встречаемости) однотипных событий. В случае несформированного типа эпицентрального поля таких моделей будет явно недостаточно и здесь требуется дополнительная разработка методических и статистических приемов, позволяющих выявлять и учитывать закономерности миграции (перестройки) поля, что, несомненно, является более сложной задачей. В данной работе мы попытались совместить эти два подхода [Sherman, Gladkov, 1999; Solonenko et al., 1996] для изучения площадного распределения сейсмичности с целью выявления новых закономерностей в пространственно-временной организации эпицентров зем-
летрясений, которые, с одной стороны, важны для понимания особенностей развития современного сейсмотектонического процесса в разных частях БРЗ, с другой — для среднесрочного прогноза снижения или повышения сейсмической активности.
ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О РЕГИОНЕ ИССЛЕДОВАНИЙ
Высокосейсмичная Байкальская рифтовая зона расположена между Северной Монголией и Южной Якутией в 8-образной полосе протяженностью около 2200 км (рис. 1). Она состоит из системы впадин, наиболее крупными из которых являются ЮжноБайкальская, Северо-Байкальская и Хубсугульская депрессии, заполненные водой, а также суходольные Бусингольская, Дархатская, Тункинская, Баргу-зинская, Кичерская, Верхнеангарская, Муяканская, Муйская, Чарская, Верхнемуйская, Ципа-Баунтов-ская и Ципиканская структуры. В разных частях БРЗ они наложены на высокометаморфизованные структурно-вещественные комплексы верхнего ар-хея, протерозоя и/или нижнего палеозоя и являются четкими индикаторами кайнозойской геодинамики консолидированной коры Байкальского сегмента Центрально-Азиатского подвижного пояса.
Согласно последним обобщениям [Логачев, 2003], формирование впадин началось с ЮжноБайкальской котловины в районе дельты р. Селенга в конце мела—палеоцене. Развитие рифтовых бассейнов шло постепенно, некоторые из них появились только в плиоцен-плейстоценовое время. На всех иерархических уровнях структура кайнозойских впадин зависит от неоднородностей консолидированной коры и, в первую очередь, от разломов докайнозойского заложения. В то же время местами из-за несовпадения генерального СЗ—ЮВ направления вектора растяжения, контролирующего развитие осадочных бассейнов, и простирания отдельных структурных элементов складчатого пояса эта зависимость нарушается, и рифтогенные формы рассекают структуры фундамента косо или поперек [Логачев, 2003].
Для фрактального анализа эпицентрального поля землетрясений были выбраны три района (см. рис. 1), в которых тектонические структуры развиваются в несколько различающихся геодинамических обстановках. На юго-западном (100.5°—105.25° в.д. и 51.0°—52.0° с.ш.) и северо-восточном (108.0°-120.0° в.д. и 55.0°-57.5° с.ш.) флангах БРЗ они формируются в результате косого растяжения при разных углах приложения растягивающих напряжений к простиранию генеральной оси рифтовых сегментов. Вследствие этого главные разломы субширотного и восток-северо-восточного простирания характеризуются левосторонними сдвиго-сбросовы-ми и сбросо-сдвиговыми смещениями. В районе Баргузинской впадины и полуострова Святой Нос
52°
56°
54°
СИБИРСКАЯ ПЛАТФОРМА
L
Иркутск о*
W
[10°
Wjl _ ,
Г^Ого-западньнг фланг Г
I I 1 2
!
106°
4
' 5
250 км
О
98° 102°
Рис. 1. Упрощенная структурная схема Байкальской рифтовой зоны (БРЗ) и расположение участков (оконтурены пунктиром), для которых проводилось исследование пространственно-временных изменений эпицентрального поля землетрясений.
1 — впадины, заполненные кайнозойскими отложениями; 2 — взбросы; 3 — сбросы; 4 — сдвиги; 5 — кайнозойские вулканические поля. Цифрами в кружках обозначены впадины: 1 — Бусингольская, 2 — Дархатская, 3 — Хубсугульская, 4 — Тунскинская, 5 — Южно-Байкальская, 6 — Северо-Байкальск
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.