WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 ||

«Victor N. Nikolaevskiy Geomechanics and Fluidodynamics В. Н. Николаевский Геомеханика и флюидодинамика Geomechanics and Fluidodynamics With Applications to Reservoir Engineering by Victor N. ...»

-- [ Страница 4 ] --

v - коэффициент Пуассона: F— 2KG 3K-2G (7.9) и используется условие нулевой вертикальной деформации е =—((Tyy-vcrxx) =0 (7.10) внутри изгибающегося слоя. Далее деформация подслоя пропорциональна расстоянию по вертикали у от нейтральной плоскости и обратно пропорциональна радиусу кривизны R: R = - d/dx ( dz/dx ). Соответственно изгибающий момент N(x) имеет вид:

(7.11) y dy = =-Z>—%, (7.12) где D - изгибная жесткость: (7.13) Теперь можно представить баланс момента количества движения (7.6) в его результирующей форме (7.14) dx dx где q(x) и Р считаются заданными в каждой конкретной задаче. Например, кора, плавающая на мантии, подвергается действию распределенной нагрузки:

где qt - топографическая нагрузка;

рс,psплотности коры и подстилающей толщи (мантии). Если же рассматривать всю литосферу как единый объект, эти плотности соответствуют литосфере и астеносфере. Горизонтальная тектоническая сила Р должна учитываться в задачах о формах литосферы и устойчивости под островами, а также в процессах складкообразования в осадочных бассейнах и т.д. В соответствии с рис. 7.5 растяжение подслоев и появление пор и трещин происходит в верхней части антиклинали (когда компетентный слой прогибается вниз), что важно для аккумуляции нефти и газа.

7.2. Основные представления механики землетрясений 7.2.1. МОДЕЛИ ОЧАГА На больших расстояниях воздействие очага землетрясения на внешнюю упругую среду эквивалентно действию системы мгновенных точечных сил. Известны [91] две модели (рис. 7.6). а А Рис. 7.6. Схемы действия сил в эпицентре землетрясений: а - диполь;

b - двойная пара сил Первая - это диполь (пара сил) при неуравновешенном моменте количества движения, который соответствует одновременному повороту блока (или плиты). Вторая - это двойная пара сил, которая учитывает баланс момента количества движения. Эти модели были предложены на основе фронтальных характеристик сейсмических волн. При сейсмическом мониторинге с помощью сети станций можно различать волны взрывов и землетрясений. Взрывные волны соответствуют простому сферическому расширению (раздел 5.1), когда смещения имеют один и тот же знак во всех точках наблюдения (хотя они и меняются во времени). Волны землетрясений (рис. 7.7) имеют квадранты сжатия и расширения.

растяжение // IVРис. 7.7. Гипоцентр землетрясения с двумя нодальными плоскостями (разлома землетрясения и ортогональной к нему плоскости) ч растяжение §, В исторически первой количественной модели Рейда использовалась идея упругого выпрямления, согласно которой система изогнутых слоев породы разрушается разломом землетрясения в сечении максимального искажения (рис. 7.8).

ZT~ t г — • Рис. 7.8. Разлом землетрясения и излучение сейсмических волн в стратифицированной изогнутой среде При этом основная упругая энергия мгновенно излучается в форме волн сдвига. Сопутствующие Р-волны с разными знаками смещений на фронтах генерируются слоями, сжатыми или растянутыми перед разрушением. Волны сдвига наблюдаются и при подземных взрывах, что иногда объясняется высвобождением тектонической энергии. Лабораторные взрывы в первоначально сжатых блоках породы подтвердили это мнение. Кроме того, было обнаружено, что подземные взрывы приводят к активизации существующих разломов или же к созданию новых трещин [85]. Упругая энергия землетрясений высвобождается из сжатого объема коры, который идентифицируется с зоной афтершоков. Подготовка массива пород к разрушению может быть обнаружена сейсмическими или другими методами. Однако твердые тела обычно разрушаются вдоль изолированной макротрещины, а иногда в форме нового разлома, появившегося на поверхности после землетрясения. Для очага землетрясения была предложена модель растущей трещины в упругой среде [58, 117]. Упругие волны, соответствующие смещениям вдоль разлома землетрясения, могут быть вычислены путем суммирования импульсов, излучаемых с за паздыванием, связанным с конечной скоростью разрушения. Последняя ограничена скоростью волны Релея, но может быть еще меньше из-за эффектов ветвления. Скольжение вдоль существовавшего разлома имеет аналогичное ограничение. (В экспериментах с дунитом измеренная скорость скольжения была в интервале от 1 км/с до скорости волны сдвига 4.6 км/с.) Адекватные расчеты показывают, что спектр объемных волн имеет типичную форму, с переломом и характерной угловой частотой. Однако спектр может меняться в ходе распространения волны из-за нелинейных эффектов, как это можно видеть, например, на рис. 7.9, где представлены данные измерений волн землетрясений до и после пересечения тела разлома, заполненного катакластически разрушенным геоматериалом.

По записям вверху внизу Частота, Гц Рис. 7.9. Спектры волн землетрясений на свободной поверхности внутри глубокой скважины после пересечения разлома [139] Формула для смещений -t/®\ (7.16) Сг была предложена Дж. Брюном (см. [58]) для очага землетрясения и согласуется, в принципе, с кривыми на рис. 7.9. Здесь а - напряжение до удара, 0 - характерное время очага, оцениваемое как эффективная длина разлома, деленная на скорость волны сдвига.

24 Заказ N 1497 8 Для сильных землетрясений 50 < 0 < 300 сек. В момент ветвления (поворота) трещина может быть остановлена, и меньшие трещины появляются перед ней, излучая более слабые (в лаборатории - акустические) импульсы. В лабораторных экспериментах они обнаруживаются оптическими методами. Соответствующая часть сейсмического сигнала при землетрясениях известна как "стоп-фаза". Некоторые иные черты сейсмических волн при землетрясениях также подтверждают остановки или повороты трещин. Так, типичные осцилляции смещений объясняются сопротивлением барьеров, что превращает движение трещины в цепь дискретных скачков. Различные знаки фронтальных смещений иногда интерпретируются как результат поворотов трещины. Во многих опытах облако мелких трещин появлялось перед растущей главной разрушающей трещиной.

7.2.2. ОЦЕНКА ЭНЕРГИИ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ Сейсмический момент [141] N0 = GUA (7.17) служит динамической характеристикой очага землетрясения. Здесь А - площадь разлома, U - амплитуда смещения (дислокация), а (7 - обычная жесткость. Источник энергии оценивается выражением E = -aUA. 2 (7.18) Поэтому -^- = А No 2G (7.19) где а - сброс напряжения в объеме очага. Действительно, для энергетического расчета очага землетрясения используются данные о сейсмических волнах. Главным параметром очага оказывается сейсмическая энергия E s по измерениям вне гипоцентральной зоны землетрясения (на расстоянии 100 км от очага), где эффекты разрушения становятся несущественными. Значение E s связано с магнитудой землетрясения М, т.е. со специальной мерой мощности землетрясения, формулой Гутенберга-Рихтера [13,108]: аМ = lg(Es / Е о ), а = 1,5, Е о = 2, 5 x 1 0 " эрг. (7.20) В соответствии с обычной точкой зрения и на основе упругохрупкой модели очага землетрясения, энергия E s равна полной энергии E s, высвобожденной из некоторого объема первоначального накопления энергии, поскольку энергия Гриффитса, затрачиваемая на создание новой поверхности разлома, пренебрежимо мала. Можно оценить линейный масштаб Д, объема разгрузки в предположении, что массив был первоначально нагружен вплоть до сдвиговой прочности as = c o n s t : (7.21) Характерны такие значения: as = 10 дин/см, G = 0.4 х 10 2 20 дин/см-. Энергия Е 5 — 2 х Ю эрг эквивалентна энергии взрыва 5 кт ТНТ или энергии землетрясения с магнитудой М — 6. Тогда Д, = 4 0 0 м. Камуфлетный подземный взрыв мощностью 5 кт TNT (например, в массиве каменной соли) приводит примерно к такому же порядку зоны разрушения: Rc « 200 м [178]. Это значит, что может быть разрушена и часть объема разгрузки массива, и значительная часть полной энергии Е будет израсходована на этот процесс. Поэтому Es = Г}+ Е, где Т]+ - к о э ф ф и ц и е н т эффективности землетрясения. Если используется модель очага землетрясения в виде трещ и н ы в упругом теле, то диссипация может быть учтена путем введения сухого трения между бортами трещины. Проведем следующие оценки. 24* 9 2 Сброс напряжений подсчитывается по формуле До- = {GKc / л lof = const /1 / (7.22) в предположении, что трещиностойкость породы Кс примерно постоянна, а прочность массива связана с масштабом внутренних трещин. Размер трещины внутри сплошного образца породы имеет порядок ее зерна (/ « 0. 1 с м ) ;

в полевых условиях, однако, /0 «0,1- 100 к м = W-101'см.

Поэтому можно воспользоваться такими оценками: Аст = о-//. / 10 ) 1 / 2 « 1000 х Ю"3 = 1 атм, (7.23) где crs - несущая способность (прочность) сплошного образца. Вместе с тем эта оценка в какой-то мере произвольна из-за слишком широкого интервала масштаба /0 для очага землетрясения. Напомним, что размер /0 должен соответствовать начальной трещине, т.е. составлять только 1% от истинного размера разлома /, созданного землетрясением. Поэтому более оправдан подход, связанный с концепцией сейсмического момента (7.2). Соответствующие подсчеты приводят к порядку в 1 атм для нижней грани оценок. Сброс напряжения возрастает до 100 атм вместе с глубиной очага: До- « 1 -5-100 атм. (7.24) Поскольку сейсмический момент также подсчитывается на основе амплитуд сейсмических волн, эти значения сброса напряжений соответствуют амплитудам волн во внешней упругой зоне. Однако измерения волн разгрузки при хрупком разрушении твердых тел показывают, что их амплитуды имеют порядок прочности <7S разрушаемого тела [184]. С учетом остаточной прочности ог массива амплитуда излучаемых волн должна быть пропорциональна разности сг — стг. Поскольку энергия упругих волн пропорциональна квадрату их амплитуды, справедливы такие оценки (при Лет « 1 - 1 0 0 атм и as - ог я 100 - 1000 атм) [91]:

(7-25) Согласно данным о горных ударах [190], коэффициент сейсмической эффективности имеет даже меньший порядок: Оценки работы Е той же энергии против сил гравитации (при подъеме которая значительно как мера массивов, измеряемом геодезическими методами) приводят к E g « ПО2 -- 103), f превосходит сейсмическую энергию. Энергия E g накопления упругой энергии перед землетрясением снова согласуется с оценкой (7.25). Предположим, что коэффициент эффективности rj+ имеет тот же порядок, что и коэффициент сейсмической эффективности подземного камуфлетного взрыва, а именно ?]+ « 0.01. Тогда использование значения Е — 100 Е Л в выражении (7.21) позволяет определить истинный масштаб R,r объема высвобождения упругой энергии. Характерные значения приведены в табл. 7.2 для ряда магнитуд и энергий землетрясений. Здесь также даны линейные масштабы зоны афтершоков А и продолжительность 0 предвестников главного удара. Из табл. 7.2 видно, что максимальная энергия землетрясения соответствует линейному масштабу Ат примерно 100 км, а это как раз среднее расстояние между гигантскими разломами земной коры в сейсмических регионах. Поэтому размеры блоков между такими разломами и максимальные энергии землетрясений взаимосвязаны. Таблица 7.2. Параметры очагов землетрясений [911 Землетрясение Магнитуда [М\ "Eg T,g Ru "Eg [ЭРГ] [TNT] [км] [эрг] | Среднее | Сильное \ Катастрофическое 1 km I Mm 103 Mm O.I 10 ' 100 км 102- •Eg [TNT] Rtr A [KM] [KM] 100 Mm 105 Mm 10 10 30 WOO 100 100 [сутки] Масштаб 100 км также соответствует представлениям о разгрузке целого блока литосферы при исключительно сильных землетрясениях. Поскольку материалы коры имеют тот же порядок прочности, существует универсальный закон пропорциональности магнитуды землетрясения и объема массива, разгружающегося с выделением энергии землетрясения. Было обнаружено, что очаги приразломных землетрясений чаще находятся в более жестком блоке (с более высокими сейсмическими скоростями), который может накопить упругую энергию. Таким образом, упругая энергия распределена неоднородно по массивам земной коры.

7.2.3. СИСТЕМА РАЗЛОМОВ Л И Т О С Ф Е Р Ы На рис. 7.10 представлена обобщенная корреляция магнитуд М, максимальных размеров разлома / и масштабов L интервалов между раличными разломами (1, 2 - Средняя Азия, 3 Калифорния и Невада, 4 - регион Сан-Андреаса) в приведенных выше терминах. При оценке (7.21) использовалась идея, что в горных массивах могут существовать концентрации напряжений вплоть до прочности o~s. Расчеты подвижек континентальных плит показывают, что граничные напряжения, действующие со стороны астеносферы, имеют порядок всего 10 атм из-за относительно малых вязких сил при наблюдаемых скоростях, но напряжения возрастают до нескольких килобар на контактах плит.

М км Рис. 7.10. Корреляция магнитуд землетрясений с геометрией разломов литосферы (предоставлено А.А. Никоновым) Дифференциальные напряжения в коре 1-3 килобар подтверждаются данными о двойниковании кристаллов, плотности дислокаций и такими другими типичными чертами микроструктуры пород, как данные о рекристаллизации (палеопьезометрия). Следует помнить, что уровень тектонических напряжений (100 атм или 1000 атм,) имеет фундаментальное значение для геодинамики, поскольку даже отбор реологических моделей, нужных для расчетов многих геологических процессов, проводится на основе этих значений. Увеличение полной энергии землетрясений в 100 раз по сравнению с сейсмической энергией, вводимой на основе упругих оценок (7.21), соответствует диссипации механической энергии (как при подземных взрывах) в основном из-за сухого трения между фрагментами разрушения. Локальные зоны разрушения появляются перед главным разломом из-за концентрации напряжений перед динамическим ростом разлома землетрясения, равно как и в момент его остановки. Зона дилатансии может перемещаться вместе с вершиной разлома на этапах стационарного роста, и за ней тянется след дробленого геоматериала. Под воздействием тектонических напряжений этот след сжимается в узкую полосу вдоль краев разлома. В поле наблюдений стационарной сети станций как бы происходит исчезновение дилатантной зоны. Вблизи разломов в глубоких шахтах наблюдаются системы субпараллельных полос сдвига, включающих дробленый геоматериал и системы ветвящихся трещин. Почти вся высвобожденная энергия затрачивается на создание зоны дробленых пород вдоль разлома (так называемой зоны "глинки", правильнее брекчии трения). Хорошо развитая брекчия разлома может быть насыщена грунтовыми водами, как это было обнаружено после землетрясения Кита-Итцу (1930) в Японии, где разлом пересек туннель. В динамике процесс создания брекчии соответствует эффекту прерывистого скольжения.

Рис. 7.11. Проявление прерывистого скольжения в дуните (<з) и в дуните с 3% пластическим серпентинитом (Ь), предохраняющим борта трещин от дробления [147] Из рис. 7.11 ясно, что прерывистое скольжение объясняется просто попеременным быстрым стационарным скольжением и остановками с последующим дроблением краев разлома. Действительно, РТ-интервалы прерывистого скольжения совпадают с локализацией деформации в полосы сдвига и соответствуют интервалу, в котором сила сухого трения имеет порядок прочности породы. Таким образом прерывистое скольжение вдоль уже существовавших разломов также создает объемы дилатантного разрушения. Пластификация (добавки серпентинитов) предотвращает эффект прерывистого скольжения. Реологические данные (см. рис. 6.1) выявляют широкий интервал давлений и температур, в котором разрушение имеет дилатантные черты. Конечно, в разных регионах нужные термодинамические условия достигаются на разных глубинах. Они также зависят от тектонической ситуации [51]. Приведенные выше параметры землетрясений доказывают, что дилатансионные эффекты могут иметь место внутри земной коры. Упруго-пластическая модель дилатансионного деформирования (раздел 1.3) вполне применима для расчета землетрясений так же, как она уже применялась в расчетах подземных взрывов. Эффект прерывистого скольжения также соответствует созданию систем полос сдвига, имеющим характерный линейный промежуток, как это наблюдалось в лабораторных экспериментах с гранулированными материалами и в полосах сдвига, обследованных в поле. Известны три главных типа коровых землетрясений : 1) с главным разломом без микротрещиноватого предразрушения, т.е. без форшоков (что имеет место при низких уровнях давления и температуры);

2) с микротрещинами (форшоками) с последующим главным ударом (промежуточный случай);

3) с облаком микротрещин, среди которых главный удар не может быть выделен (это происходит при высоком уровне давлений и температур), т.е. это рой землетрясений. Промежуточный случай соответствует локализации деформаций (т.е. дилатантных трещин) в полосы разрушения. Эти представления согласуются с диаграммой типов разрушения на рис.6.1. Вулканические землетрясения имеют форму роя землетрясений в соответствии с моделью катакластического течения пород при их разрушении при высоких температурах. Наоборот, индивидуальный макроразлом может достигнуть свободной поверхности, когда четко выделяется главный удар, а его размеры обычно коррелируют с соответствующей магнитудой. Его ориентация отвечает углу внутреннего трения, скорости дилатансии и компонентам напряжений. Теперь обсудим экспериментальные данные о линейных масштабах промежутков между разломами. Квазистатический моделирующий эксперимент был проведен с разломами в слое цементной пыли, под которым в плоскости основания производился сдвиг [196]. Было обнаружено, что интервал L между разломами пропорционален мощности слоя Н,, т.е./ « 0.25Н, +0.3 (см). Разломы появлялись при некотором критическом сдвиге, несколько зависящем от //„, причем они росли от верхней поверхности вниз, к основанию. Позже появлялась и сеть вторичных разломов, ортогональных первичным. В масштабе литосферной плиты это означает, что горизонтальный линейный масштаб распределения гигантских разломов коррелирует с толщиной плиты или, вернее, с глубиной плоскости эффективного сдвига (которая может иметь масштаб земной коры или самой литосферы). Такой же результат был получен и для кольцевых (гексагональных) систем трещин в теории бифуркаций [27]. Согласно С И. Шерману глубина разлома Н, оценивается по глубине сейсмической активности и связана с его длиной / пра вилом: Н, - 1.041-0. (км) с интервалом L — 0.291 + 1. (км) между разломами Байкальского рифта. Из двух последних корреляций следует, что L=0,28 H* + 3,70 (км). Иначе говоря, мы получаем такой же коэффициент пропорциональности, как и в отмеченных выше лабораторных экспериментальных данных. Наибольшие континентальные разломы разделены интервалом 100 км, но соответствующий интервал для океанической коры составляет только 10-15 км. Сравнение мощности континентальной литосферы (100 км,) и толщины океанической коры (11 км) подчеркивает общий вывод, что масштаб блока, а следовательно, и энергии землетрясения определяются мощностью подвижного слоя литосферы. Так, при наибольших событиях континентальная литосфера двигается как целое по мягкой астеносфере, тогда как в момент возникновения разломов океаническая кора может смещаться по своему основанию, представленному пластичными серпентинитами. 7.2.4.

ДЕЙСТВИЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ Волны землетрясения распространяются от гипоцентра, нанося наибольшие повреждения в эпицентре, т.е. в точке первого прихода волн на свободную поверхность. Существуют две шкалы измерений действия землетрясения [13]. В первой используется понятие магнитуды М, определяемой по формуле [36, 108] М = igA, [A] = 10~вм (расстояние = 100 км), (7.26) где А - амплитуда смещений по данным сейсмографов на расстоянии 100 км от эпицентра землетрясения. Наибольшее землетрясение имело магнитуду М = 8,9. Иногда формула (7.26) несколько изменяется (см. например, раздел 7.3.5), чтобы учесть различия в периодах колебаний, разницу расстояний, типы волн, локальные условия, но ее главный смысл всегда сохраняется. Вторая шкала соответствует интенсивности землетрясения, оцениваемой по уровню повреждений, и зависит больше от локальных условий в точке наблюдений. В соответствии с Модифицированной шкалой Меркалли (ММ) существует XII баллов. Так, землетрясение в III балла ощущается внутри зданий;

трудно удержаться на ногах при VII баллах;

трещины появляются на откосах и мокрых грунтах при VIII баллах;

песчаные и глинистые грунты начинают течь при X баллах;

рельсы изгибаются, подземные трубопроводы разрушаются при XI баллах;

полное разрушение и волны наблюдаются на поверхности при XII баллах. Как при действии взрыва (см. раздел 5.2.2), сейсмический риск оценивается по критерию массовой скорости (смещений) и по частотному составу волн землетрясения. Поскольку грунты и горные породы имеют свои собственные доминантные (преобладающие) частоты, то чтобы избежать резонанса, собственные частоты сооружений должны от них отличаться. Зоны равного ущерба от землетрясений ограничиваются на картах линиями изосейст. Максимальное разрушение происходит в плейстосейстовой зоне. Характерные колебания в озерах называют сейшами. Гигантские уединенные океанические волны, известные как цунами, могут возникать иногда при воздействиях волн землетрясений на дно океана. Водонасыщенные массы грунта могут разжижиться. Быстрые колебания уменьшают сухое трение и вязкое сопротивление. Существуют медленные инерционные волны, связанные с поворотом фрагментов массивов и блоков Земли. Они особо опасны для сооружений.

7.3.

7.3.1.

Дилатансия и предвестники землетрясений ИЗМЕНЕНИЯ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН Отмеченные выше корреляции (раздел 6.1) сейсмических границ и типов разрушения геоматериалов внутри земной коры качественно подтверждаются согласованностью сейсмических скоростей массивов и скоростей звука в трещиноватых образцах (рис. 7.12, 7.13).

1, 2, с„ км/с3, 3, С.(И) 0, Sx •С \ « 2 кбар - е, ю' 3 Рис. 7.12. Скорость волны сдвига, измеренная по ультразвуковым импульсам в гранитах параллельно и ортогонально оси главного сжатия {&<•- сдвиговая прочность) (предоставлено Б.П. Боннером) Вообще волновые скорости меньше в зонах сейсмоактивного разрушения, чем в зонах сейсмического затишья. Трещины и поры действительно влияют на сейсмические скорости в горных породах, как и на другие физические параметры [235]. Естественный рост системы внутренних трещин в дилатирующих породах уменьшает скорости звука. Судя по экспериментальным данным для гранитов (см. рис. 7.12), закрытие начальных пор приводит к росту скорости сдвиговой волны Cs, а внутреннее разрушение - к ее уменьшению. Сведения о времени пробега импульсов сжатия по дилатирующему образцу выявляют аналогичные эффекты (рис. 7.13). Методами голографии было показано, что зоны максимума неупругих деформаций и уменьшения скорости мигрируют по дилатирующему образцу в ходе его деформирования [119]. Состояния геоматериалов и верхней мантии также могли бы быть рассмотрены, но для этого необходимо иметь данные механики разрушения эклогитов и перидотитов при высоких давлениях и температурах (соответствующих рис. 6.1). Уменьшение сейсмических скоростей, отмеченное под Мохо в некоторых регионах, могло бы быть объяснено изменениями составов пород или появлением трещин и пор в мантийных геоматсриалах. Подобное разрушение можно интерпретировать как отклик на коровые землетрясения, поскольку сами мантийные массиt, миллисек 11,15 11,05 10, е 1 кг Рис. 7.13. Время пробега ультразвуковых Р-волн в образцах гранита в ходе днлатансионного деформирования (представлено Б.П.Боннером) вы не могут аккумулировать упругую энергию из-за эффектов высокотемпературной ползучести (рис. 6.3). Появление трещин вблизи границ твердофазовых переходов может также приводить к неустойчивым состояниям в субдуктируемых плитах, которые в случаях высоких скоростей фазовых переходов и объемных изменений разрешаются землетрясениями.

7.3.2. ДИЛАТАНСИЯ ПРИ РАЗЛОМАХ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ Наблюдения за сейсмическими волнами показали, что отношение волновых скоростей Cp/cs аномально уменьшается в зоне очага землетрясений за несколько месяцев до удара. Спад достигает своего максимума, но перед самым главным ударом аномалия исчезает [116]. Сейсмоаномалия связана с эффектом дилатансии, причем лабораторные экспериментальные данные согласуются с изменениями геоматериала внутри очагов землетрясений. Конечно, это также означает, что усилия и реальные сбросы напряжений в массивах должны иметь порядок нескольких килобар [91]. Дилатансия горных массивов имеет место только при подобных уровнях напряжений (но не при 1-100 бар, соответствующих оценкам непосредственно по сейсмической энергии). Как было экспериментально показано, дилатансия горных пород связана с неупругими изменениями внутренней системы трещин [121]. Трещина - это дефект, характеризуемый как тангенциальным разрывом смешений, так и, вообще говоря, нормальным (см. рис. 1.7). Поэтому трещинная пустотность возрастает, а сейсмические скорости уменьшаются. Законы изменения С и cs до некоторой степени различны из-за анизотропии систем трещин. В результате отношение Cpjcs становится индикатором будущего землетрясения (рис. 7.14). Восстановление сейсмической аномалии перед главным ударом можно объяснить притоком воды в трещинную очаговую зону и соответственно ростом с - скорости. Так трактуется развитие событий в диффузионно-дилатансионной модели очага землетрясения. Вода одновременно уменьшает нормальные эффективные напряжения;

кроме того, уменьшается и прочность породы из-за эффекта смачивания. Тем самым ускоряется развитие трещины, что и приводит к землетрясению. (Дилатансионное рыхление может смениться на уплотнение перед самым разрушением даже в отсутствие воды.) Как же появляется дилатирующий объем в очаговой зоне землетрясения? Верхняя часть литосферы состоит из упругохрупких блоков, а нижняя часть представлена геоматериалами в сверхпластическом (катакластическом) состоянии. Поэтому дрейф континентов приводит к кинематическому несогласию движений реологически стратифицированной коры, которое и разрешается землетрясениями.

Электросопротивлен Рост упругих деформаций Землетрясение.сброс я ' н-апряжен и f f Рис. 7.14. Общая схема предвестников землетрясения [224] Реальная концентрация напряжений вблизи существующих разломов достигает предела упругости, что приводит к появлению пластических дилатансионных зон, которые и удается наблюдать как зоны сейсмических аномалий. Дилатансионные зоны перемещаются одновременно с вершиной трещины (разлома);

неподвижному наблюдателю кажется, что фиксированная в пространстве сейсмическая аномалия меняется во времени. Таким образом, можно наблюдать как бы "блуждания очага" землетрясения. Удар землетрясения происходит при механической неустойчивости, когда деформации дилатансионной зоны растут, а напряжения спадают. Облака трещин наблюдаются перед главными разломами;

они и представляют зону дилатансии. Лабораторные опыты со специальными модельными материалами показывают, что облака микротрещин можно увидеть с помощью ультразвуковых волн, что моделирует наблюдения дилатантных зон в реальных массивах. Было обнаружено, что при восстановлении с, cs -значений трещинная пустотность реорганизуется в тонкие полосы, наклонные к главной оси сжатия, т.е. процесс локализации происходит перед самим ударом, хотя тонкие полосы остаются невидимыми в поле сейсмических волн. Это другой возможный сценарий исчезновения дилатансионной аномалии (помимо притока воды). Трещины в облаке в десятки раз меньше главного разлома и даже линейный масштаб самого облака меньше зоны упругой разгрузки. Вот почему дилатансионная зона не коррелирует с энергией землетрясений [91].

7.3.3. ПРЕДВЕСТНИКИ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ Система предвестников землетрясений [83, 106, 117] включает сейсмоскоростную аномалию, геодезию подъема свободной поверхности, высвобождение радона и гелия из толщи пород, форшоки и т.д. Продолжительность 0 существования предвестников и масштаб Л зоны афтершоков (т.е. зоны разгрузки) связаны с магнитудой землетрясений М (рис. 7.15). Все объективные предвестники землетрясений физически оправданно обусловлены эффектом дилатансии внутри зоны очага землетрясений. Рост концентрации радона в грунтовых водах вблизи очага землетрясения пропорционален площади вновь созданных трещин в породах. Адсорбированная вода также может мигрировать по системе дилатансионных трещин. Создание системы трещин меняет электросопротивление горных пород, а приток воды может существенно усилить этот эффект. Отмечено резкое уменьшение электросопротивления дилатирующего гранита после насыщения его водой или паром;

однако электросопротивление сухого дилатирующего гранита возрастает. Дилатансия также изменяет магнитные поля. В ходе внутреннего разрушения возникают электромагнитные импульсы. Весьма подробное лабораторное исследование электрических явлений в разрушающихся горных породах и керамиках выявило корреляцию между сейсмическим излучением, моделируемым акустической эмиссией, и высвобождением электрических ионов, сопровождаемым поверхностными токами на бортах трещин.

л* 9м Рис. 7.15. Продолжительность предвестников и магнитуда землетрясения: 1 - смещения коры;

2 - выделения радона;

3 - отношение сейсмоскоростей Cpjcs [140] Вода влияет на миграцию ионов, что приводит к дополнительным электроимпульсам при разрушении. Этот эффект приводит к "огням" землетрясений, которые видны в затемненной лаборатории. Последнее объясняет (наряду с ультразвуками) необычный испуг животных в темных земных полостях перед землетрясениями. Форшоки и афтершоки возникают при нестационарном росте трещин с масштабом намного меньшим, чем разлом землетрясения. Поэтому форшоки и афтершоки говорят о создании 25 Зажаэ № 1497 дилатансионных трещин в зоне концентрации напряжений. Афтершоки Паркфидцского землетрясения возникали в узкой зоне вдоль разлома, тогда как зона афтершоков землетрясения в Танго была чрезвычайно широкой. Различия зон излучения форшоков и афтершоков можно объяснить следующим образом. Начальная дилатансионная зона совпадает с зоной форшоков. Из-за локализации деформации число форшоков уменьшается. Главный удар землетрясения приводит к разгрузке вмещающих массивов с возникновением новых трещин, собственно и излучающих афтершоки. С возникновением дилатансии связан экспоненциальный рост акустической эмиссии, тогда как дополнительные сигналы отвечают разным этапам дилатансии. Для проверки соответствия роя землетрясений и катакластического разрушения целесообразно изучить акустическую эмиссию при повышенных температурах. Акустическая эмиссия, которую понимают как излучение сейсмических волн в малом масштабе, начинается при достижении напряжениями уровня максимального предварительного напряжения. Это так называемый эффект Кайзера. Впрочем, в зоне дилатансии эффект Кайзера не действует [185].

7.3.4. РАСШИРЕНИЕ ЗОН ПОВРЕЖДЕННОСТИ Были проведены измерения расширения зон афтершоков. Они привели к скоростям от 30 до 100 км/сут. После подземного камуфлетного ядерного взрыва Бенхама зона афтершоков распространялась со скоростью от 2 до 3 км/сут. Это движение иногда связывают с волной поровой воды в системе трещин. Такую точку зрения подтверждает модель диффузии порового давления (пьезопроводности), которая соответствует корреляции продолжительности © предвестников землетрясений и масштаба А зоны афтершоков (табл. 7.2). Как нетрудно видеть, 2 KQ — A, если коэффициент пьезопроводности к = 6 х 10 4 см 2 /с Однако для диффузионного процесса типичны непрерывные изменения, и начало разрушения остается неопределенным (если диффузия линейна). Миграция гипоцентров роя землетрясений Мацуширо опре деленно была связана с подъемом воды [205]. Однако деформация порового пространства контролируется тектоническим процессом, а проникание воды происходит в иных условиях, нежели постоянство литостатического давления, которое обычно для процесса пьезопроводности (раздел 3.

1). Продолжительность предвестника 0 и масштаб А зоны очагов афтершоков зависят от магнитуды землетрясений, но амплитуда сейсмической аномалии имеет один и тот же порядок при самых разных магнитудах. Это означает, что рост магнитуды ведет к росту объема "подготовки" к разрушению, тогда к а к уровни дилатансии и прочности геоматериалов примерно одинаковы для всей коры. Геодезическими измерениями установлено, что свободная поверхность (и уровень океана) поднимается над гипоцентром землетрясения. Этот подъем согласуется с дилатантными измен е н и я м и объема горных массивов. Обратная осадка свободной поверхности Земли после землетрясения согласуется со скорост я м и в теории консолидации грунтов (если к « 10 4 см 2 /с). Имеется еще один типично д и ф ф у з и о н н ы й процесс. Он связан с передачей тектонического нагружения. Тектонические усилия могут передаваться вдоль контакта литосферы и астенос ф е р ы согласно теории Эльзассера [168] миграции напряжений (раздел 7.4). Оценка для Курильских землетрясений приводит к характерному значению кЕ = Н1Н2 Е/ц ~ 106 см 2 /с, что в 100 раз превосходит к о э ф ф и ц и е н т пьезопроводности [91]. Здесь Нх,Нг - мощности литосферы и астеносферы ( « 100 км каждая), Е- модуль Юнга литосферы ( Ю н д и н / с м 2 ), а /л 19 вязкость (10 Пз). Передача тектонических напряжений может определенно отклоняться и от диффузионной схемы. Так, скорость распространения афтершоковой активности при землетрясении Токачи-Оки (1968) имела порядок 100 км/сут [-83]. Эта скорость намного меньше сейсмических скоростей и может быть связана либо с фронтом некоторой нелинейной волны, либо с ростом индивидуальных трещин при остановках перед каждым новым ударом. Другими словами, афтершоковая активность может быть аналогична прерывистому скольжению, но распределенному в большем пространстве. Афтершоковая активность обычна при неглубоких земле25» трясениях и затухает с расстоянием по логарифмическому закону. В случае мантийных землетрясений, когда очаги глубже 100 км, афтершоки редки, что согласуется с представлениями об истинной пластической (или ползучей) реологии геоматериалов, окружающих на таких глубинах субдуктируемые плиты. Число ударов N связано с магнитудой М простым законом "повторяемости": hi N = а - b M, (7.27) который, по-видимому, отвечает распределению трещин. Чем длиннее трещина, тем больше М, но и больший объем разгружается с появлением этой трещины, а потому число трещин (и ударов) уменьшается. Подобные рассуждения используют de facto представление о постоянстве притока энергии в земную кору и о примерном постоянстве прочности геоматериалов коры [91]. Тектонические силы охватывают громадные объемы земных массивов. В результате появляются весьма обширные области дилатансионного предразрушения и с "предвестниками" землетрясений, в том числе в районах, весьма удаленных от очагов землетрясений. Например, гидравлический датчик (см. раздел 7.5.1) вполне может показать уменьшение и последующее возрастание [230] напряжений во вмещающем массиве (т.е. процессов нагрузки и разрузки, происходящих на значительных удалениях от очаговых зон). Такие изменения порового пространства, затухающие с эпицентральным расстоянием, иногда отражаются на течениях грунтовых вод. Нужно заметить, что уровень грунтовых вод повторяет твердотельные приливы Земли, за чем можно проследить, если исключить возмущения, привносимые вариациями атмосферного давления. В регионах сейсмической активности можно измерять также колебания напоров и продуктивности в скважинах, которые определенно соответствуют "подготовке" горных массивов к землетрясению, причем все это происходит на фоне эффектов от земных приливов [115]. Водонапорные пласты сами выполняют работу гидравлических датчиков (см. 4.4.2). Изменения напоров и дебитов могут иметь разный знак, который зависит от местоположения точки наблюдения относительно разлома землетрясения. Изменения флюидорежима сейсмической активности или внедрения воды в газовое месторождение (например, Газли в Средней Азии) могут приводить к землетрясениям [85]. В Денвере сейсмическая эмиссия отмечалась при нагнетании сточных вод в горный массив [179]. Соответственно была сформулирована идея возможности управления землетрясением с помощью порового давления. Интенсивные отборы газа и нефти могут изменять тектоническую ситуацию во вмещающем массиве и приводить к землетрясениям даже без перераспределения масс воды [174]. Дилатансионные зоны могут появиться не только у вершин разломов, но также на краях разломов в ходе явлений прерывистого скольжения. Это представление соответствует предразрушению при срезании шероховатостей. Было показано, что рост порового давления позволяет исключить явление прерывистого скольжения. Прерывистое скольжение ассоциируется с акустической эмиссией, ростом интервалов стоп-фаз (соответствующих дроблению сплошного материала бортов разломов) и постоянной акустической эмиссией на интервалах устойчивого скольжения (после среза шероховатости). Водонасыщение пород ослабляет акустическую эмиссию.

7.3.5. МОНИТОРИНГ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ Коэффициент затухания сейсмических волн также может быть использован как возможный предвестник землетрясений в зонах дилатансии. Для этого надо сравнить значения энергии землетрясения E s, измеряемые на разных сейсмических станциях в сейсмоактивных регионах [76]. Отечественная классификация землетрясений основана на значении класса К (вместо магнитуды М), такого что K^Bel^s^BAlgA, где А - амплитуда смещения в волне. Приближенно (7.28) i} (7-29) где Ао - начальное значение А;

bt - коэффициент затухания;

Xt - Xo - расстояние, пройденное волной вдоль сейсмического луча от гипоцентра землетрясения до /-ой сейсмической станции. Теперь видно, что разность значений К AgK = Kl-KJ«DJ-Dt (7.30) показывает изменения кумулятивной диссипации сейсмической энергии вдоль /-ого и у-ого сейсмического луча:

i — b, \Xi ~ Xo) • (7.31) Соответственно для определения энергетического показателя К (или М) на каждой станции может быть использована действующая сеть сейсмических станций.

о,г-tf A •L J Рис. 7.16. Карта региона Душанбе-Вахша[76]: 1 - эпицентры и даты землетрясений (К > 12);

2 - сейсмические станции с их символами;

3 - линеамент Файзабад-Муминабад;

4 - другие разломы (I - V Ильяк-Вахшский разлом) Следующий шаг - это определить разности (7.30) для набора всех пар станций. На графиках временного хода разностей К выделяются аномалии (порядка тройного отклонения от среднеквадратичного уровня), что и приводит к возможности прогноза землетрясений. Например, для региона Душанбе-Вахша (рис. 7.16) используют такую формулу: К = 1.8 lg(Ap + 4 ) + 2.1 lg ts_p + 0.7.

Поэтому разница (7.14) принимает вид (7.32) U + A) U) ( 33) где Ap,As - амплитуды Р- и S-волн;

ts-P - разница времен прихода тех же волн (на станции / и у). Заметим, что выражение (7.33) может иметь как положительный, так и отрицательный знаки, так как [Ар + АЛ уменьшается, но ts_ 7.3.6.

растет с расстоянием пробега волн.

ПРОГНОЗ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ ДЛЯ ПАМИРА Система 22 сейсмических станций, действовавшая в регионе Душанбе - Вахш, представлена на рис. 7.16. Удобно зафиксировать одну базовую станцию и подсчитать разницу К для всех остальных относительно первой. Дальнейшие данные осреднены с интервалами в один месяц. Если базовая станция близка к будущему землетрясению, то видна аномалия. На рис. 7.17 приведены данные А..К для КМР как базовой станции. Использовались сейсмограммы событий с К > 7.6. Видно, что аномалия (минимум) имеет место за 2 - 3 месяца до землетрясения Джиргаталь (26 октября 1984 г.). Последняя часть рис. 7.17 соответствует данным, осредненным по К разницам для всех станций по отношению к КМР как базовой. Использование станции КМС как базовой (для событий с К > 7.6) приводит к аналогичному результату (но не к какойлибо другой станции в качестве базовой). Это означает, что зона дилатансионной подготовки находилась вблизи станций КМР и КМС. Землетрясение 26 октября 1984 года (71,2° Е, 39,2° N) относится к тому же сектору рассматриваемого региона. Аналогичный результат был получен для более раннего землетрясения в Гарме (26.02.1983, К = 13.6) в том же секторе (рис. 7.17). ?s i тч 26X -t R а ч\ ш i хл тч ИШI ИГ 138й Рис. Т.П. Разница ЛГдля базовой станции КМР и других перед землетрясением Джиргаталь [76] (последний график осреднен по всем станциям;

вертикальная линия соответствует землетрясению) Флексурно-разломный линеамент Файзабад - Муминабад, показанный на рис. 7.16, был выявлен по космическим съемкам. Станции дают вблизи него менее изменчивые К -данные может быть потому, что кора здесь упрочнена предыдущими тектоническими процессами вдоль линеамента. Результаты для Гиссарского землетрясения 22 января 1989 г. (рис. 7.18) также показывают, что может быть и аномалия К разниц другого знака (максимум перед ударом). Следует заметить, что здесь использовались коровые землетрясения в качестве источников для сеймического прозвучивания, но вполне возможно пользоваться землетрясениями с гипоцентрами в мантии Гиндукуша. Для прозвучивания сейсмоактивных областей можно применять и взрывы.

22113S К*)* пит Я Ш Ш 1 ХПШ I ЯИИ Н W Рис. 7.18. ЛГ-разности для GIS как базовой станции и других перед землетрясением Гиссар. Последний график соответствует осреднению по всем станциям [76] 7.4.

7.4.1.

Крупномасштабные тектонические волны ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ДИФФУЗИЯ НАПРЯЖЕНИЙ Долговременные наблюдения за сейсмоскоростными аномалиями показывают, что они могут периодически меняться в зонах, примыкающих к гигантским литосферным разломам, хотя эта периодичность не всегда связана с землетрясениями. Было обнаружено, что сейсмоскоростные аномалии могут возбуждаться как бы волнами. Например, в районе Гарма (Памир - Гиндукуш) подобная волна имеет скорость, равную 7 - 3 3 км/год, и период Т « 3 года, согласующийся с числом землетрясений [67]. Эти волны играют роль и триггера для разломов, которые "готовы" к дальнейшему росту. Теория тектонической диффузии напряжений Эльзассера, отмечавшаяся ранее, хорошо описывает распространение зоны афтершоков, но неадекватна периодическим эффектам. По Эльзассеру тектонические изменения соответствуют балансу сил взаимодействия литосферы и астеносферы [168]. Осреднение напряжений поперек литосферы приводит к балансу сил в плоском одномерном случае:

где Нх - толщина литосферы: <7^ - тангенциальная сила, действующая на нижнюю границы литосферы. Смещения литосферы и(х, t) определяются осредненным модулем Юнга Е и средним поперечным напряжением То же смещение входит в граничное значение скорости смещения, фигурирующее в законе ползучести астеносферы:

и ди Н2 dt Здесь /л - вязкость астеносферы;

Н2 - толщина астеносферы, ниже которой геоматериал неподвижен. Комбинирование уравнений (7.34) - (7.36) приводит к результирующему уравнению диффузии напряжений ди Лг д2и Y> Л Е ~~ Е тт fi 1-* 2 ' гт V'--"/ dt дх где ju I E — в - время релаксации, равное примерно 3 годам, а Ну * Н2 « 100 км, т.е. кЕ « 3000 км2/год.

7.4.2. ТЕКТОНИЧЕСКИЕ УЕДИНЕННЫЕ ВОЛНЫ Рассмотрим [199] вязкое астеносферное течение, которое считается несжимаемым, т.е. — + — = 0, (7.38) дх dz где V — ди / dt - горизонтальная скорость;

W - ее вертикальная компонента, которая отлична от нуля, если dv / дх * 0.

Таким образом, вертикальное смещение г\ на контакте (Z — Ну) астеносферы с литосферой будет отлично от нуля: w(x,Hut) = ^-, ij=rj(x,t). (7.39) Поэтому в теорию Эльзассера надо ввести изгиб литосферы. Представим поле скоростей в астеносфере в следующем виде (рис. 7.19):

Уравнение несжимаемости (7.38) проинтегрируем поперек астеносферы, нижняя граница которой предполагается жесткой и непроницаемой.

л н, i -•lJ 1 — q "at I I N -1- — — — V+ 'H'VVV VVV w• Л/f. 7.УР. Схема контактного взаимодействия при изгибе литосферной плиты на вязком астеносферном потоке Таким образом получим dt + # 2 dxdt Н 6 dxdt = 0.

(7.41) Баланс сил в таком потоке (7.42) дх позволяет определить среднее давление <р>, действующее в поперечном сечении: (7.43) дх Н Ы Литосферу можно считать тонкой пластиной, на которую действуют сжимающая сила N = 1 - v дх ЕЕ, ди 1 -—, (7.44) изгибающий момент (см. раздел 7.1.5) ( ' 45) собственный вес q — y{H + 77), сила сдвига т(И), и нормальное давление p(ti) * < р > со стороны астеносферы. Здесь v коэффициент Пуассона. Баланс всех изгибающих моментов означает, что 12(/-v2)c)x дх{ дх) Эти уравнения определяют вертикальные смещения литосферы у дг\ Е дх 2 d'V, д (N 12(7 - v г ) dt дх дх U дх) (7.47) ) ° )• где в — /J. / Е - время релаксации системы "литосфера+астеносфера". Уравнение для смещений литосферы в ее собственной плоскости 1 д и _ в (ди дФ\ 2 2 + 1-v дх ~ HlHA~dt dt Г J (7-48) 0 дV Я, dxdt в Н,Нг v ° оказывается обобщением уравнения Эльзассера (7.21), поскольку оно учитывает вертикальное смещение (г/ Ф 0) и ассоциированные перетоки в астеносфере (Ф Ф 0). Последнее слагаемое соответствует непрерывному воздействию со стороны дрейфа континентов. Модуль Юнга "гранитной" литосферы Е меняется от значения 5 х 10ш Па до 5 х 109 Па согласно измерениям в квази статических условиях с учетом роста дилатансионных трещин. Вот почему это значение взято в 10 раз меньшим, чем это следует из измерений скоростей Р-волн. Диапазон вязкостей астеносферы составляет Ю11 ^ /л < К)12 Па, и 2 < в < 200 Здесь обсуждаются движения, для которых и « Ф « 0.1 (м), vn » Во « 0.1 (м/год) и ^ * Н2 * 10s м. Гравитационным эффектом будем пренебрегать. Вслед за М.Смолуховским, будем пренебрегать и нелинейным эффектом выпучивания (третьим слагаемым левой части) в уравнении (7.31). Тектонические волны могут распространяться постольку, поскольку имеется приток энергии из стационарных астеносферных потоков. После исключения переменной Ф можно получить следующие два уравнения (v 2 « 1) в движущейся системе координат :

d2u df | p du _ /3(vo+Bo) Hxd^' 4UH{ Bo 12 dg 2{H d!;

H j 2H2 U ' (7.49) можно причем Z = x-Ut, p = 46UlH2. далее преобразовать к виду Уравнение (751) а выбор скорости тектонической волны (7.52) позволяет далее преобразовать (7.50) к результирующему уравнению, определяющему форму уединенной волны:

(7.53) 2PH Для оценок можно положить в качестве отсчетного смещения Г}0 да 0.1м. Тогда скорость тектонической волны имеет порядок 300 км/год или менее, если Во • 0. Деформация отсчета [dujdg) имеет порядок 1(Г5-ь10~6, а длина тектонической волны X « U6 « 300 км и уменьшается вместе с астеносферной вязкостью. Однако эффект выпучивания для таких волн может быть важным, и тем самым результирующее уравнение (7.53) будет включать нелинейный член, потенциально соответствующий волнам - солитонам.

7.4.3. ГЛОБАЛЬНАЯ ГЕОФИЗИЧЕСКАЯ ПЕРИОДИЧНОСТЬ Прямые свидетельства существования тектонических уединенных волн были выявлены по данным сейсмического мониторинга ядерных взрывов в США и СССР (1964 - 1984 гг.). Было обнаружено, что время прихода Р-волн и S-волн с полигонов в Неваде и Семипалатинске ко всем сейсмическим станциям имеет периодическую составляющую 8т, примерно равную 3, 6 и 11 годам. Более того, амплитуды волн (рис. 7.20) или, вернее, отношения амплитуд волн одного и того же взрыва, независимы от мощности взрыва, но обладают теми же самыми временными изменениями [69]. Объяснение такого феномена связано с реакцией пор и тре щин литосферы и астеносферы на тектонические напряжения, мигрирующие в форме медленных волн. При этом сжатие увеличивает сейсмические скорости, но изменения диссипации Ри S-волн неодинаковы. Поэтому и наблюдаются временные изменения отношений амплитуд. Временные отклонения от среднего значения, как и амплитуды, согласуются с числами Вольфа - мерой солнечной активности. Независимость этих явлений от расстояний, пройденных сейсмическими волнами, означает, что соответствующая миграция тектонических напряжений также имеет волновой характер. Отсутствие диссипации подобных тектонических волн объясняется передачей энергии дрейфа континентов, т.е. стационарных астеносферных течений.

Stp.C о,з од Ap 300 /\7^ 1970 w о Рис. 7.20. Сейсмограмма Р-волны ядерного взрыва на полигоне в Неваде, записанная станцией в Боровом (Казахстан) [3] Е.И. Люкэ и др. [70] исследовали все доступные данные мониторинга ядерных подземных взрывов в Северном полушарии. Они обнаружили фронт волны тектонического сжатия с периодом Т « 6 годам, движущийся в северо-западном направлении с северной компонентой скорости v^ « 300 км (рис. 7.21).Это означает, что тектонические волны имеют длины, определенно большие, чем мощность литосферы. Более того, спутник SEASAT обнаружил систему компланарных линейных гравитационных аномалий в южной части Тихого океана (Хаксби В. Ф. Вессель Дж. К., 1986), нормально ориентированных также на северо-запад. Можно думать, что это сами тектонические волны, неподвижные во временном масштабе спутниковых измерений. Однако на вопрос о происхождении этих волн нужно дать ответ. Что же приводит к подобным вынужденным колебаниям литосферы ?

I 50° е Рис. 7.21. Последовательность двух фронтов тектонических волн, выявленная по максимумам времени пробега и амплитудам сейсмических волн, излученных ядерными взрывами (70) Следует вспомнить, что система географических координат (топография Земли) жестко связана с самой литосферой, но мгновенная ось собственного вращения Земли соответствует ее главной массе (т.е. мезосфере). Было обнаружено, что ось вращения блуждает вокруг полюса Земли с циклом в 439 дней (Чандлерово блуждание). Путь блужданий достаточно странный, но ось возвращается в ту же самую точку каждые б лет, что может быть вызвано силовым взаимодействием в системе Солнце+Земля+Луна [1].

26 3«аз № 1497 Обычное объяснение связано с нутацией Земли, на которую может влиять подвижность ядра Земли. В результате литосфера также подвергается Чандлеровым блужданиям, а волны тектонического сжатия генерируются при ее взаимодействии с астеносферой. Обратный эффект (тектонических землетрясений на Чандлерово блуждание) также известен. 6-летняя периодичность, как было обнаружено, модулирует тщательно измеренные осцилляции гравитационных полей [236]. Периодичность в 10-12 лет была также обнаружена при сопоставлении серии временных записей сейсмических волн, которые пробежали расстояние в 90 градусов от полигона в Неваде до сейсмической станции Боровое, как и расстояние в 6 градусов от полигона в Семипалатинске [3]. Следует заметить, что 11- и 22-летние периоды колебаний твердой Земли не могут возникать под прямым воздействием солнечных лучей, поскольку атмосфера (которая и воспринимает их действие на Земле) недостаточна по массе, чтобы подействовать на твердую Землю. В этой связи целесообразно рассмотрение таких усилителей, как муссоны, которые также имеют периоды 11 лет и 22 года, или изменения масс льда на Южном полюсе Земли. Корреляция солнечной активности и всех геофизических полей была найдена для региона Тянь-Шаня [69], действия грязевых вулканов на Кавказе [124], уровней грунтовых вод [42] и геомагнитных полей.

7.4.4. ЦИКЛЫ СУБДУКЦИОННОЙ СЕЙСМИЧНОСТИ Большой разброс глубин очагов землетрясений в субдуктируемых плитах дает возможность обнаружить периодичность в распределении гипоцентров во времени и пространстве [75] Подобные построения приводят к поразительному выводу о реальности ряда периодических процессов, "включающих" землетрясения. Рассмотрим [75] Гиндукуш - регион межконтинентальной субдукции, где сталкиваются Евроазиатская и Индийская плиты. Здесь можно выделить два отдельных "этажа сейсмичности" (от 70 до 100 и от 200 до 250 км глубины), а относительная сейсмическая активность как бы противофазна (рис. 7.22). JO « ( Рис. 7.22. Относительная сейсмичность (отношение чисел ударов) двух "этажей" в субдуктируемой плите под Гиндукушем Это означает, что в интервале 135 км между этажами может поместиться (2« + 1) полуволн, если считать, что тектоническая волна является триггером для землетрясений. Наблюдаемый период составляет 3 года. Тогда длина волны 90 км соответствует скорости 30 км/ год. Это как раз значение скорости волны дилатантных состояний, замеченной в районе Гарма на Памире [67]. Следовательно, под Гиндукушем сейсмоактивность может генерироваться той же самой тектонической волной, но теперь она мигрирует вниз, вдоль субдуктируемой плиты (см. также [83]). Аналогичная сейсмичность характерна и для землетрясений в горизонтальной коре, разделенных интервалом в 10 км в регионе Душанбе - Вахша. Это означает, что тектоническая волна имеет разные знаки в поперечных сечениях литосферы, что соответствует изгибу литосферы. Представление, что подобные явления соответствуют тектоническим напряжениям, подтверждается хорошо известной периодической изменчивостью сейсмических скоростей и затуханий под воздействием твердотельных земных приливов. Более того, сейсмические волны в более глубоких слоях меняются сильнее, а это означает, что пульсирующие компоненты тектонических напряжений растут с глубиной в литосфере, причем волноводы земной коры играют роль глушителя колебаний. Статистически значащие периодичности были обнаружены для множества землетрясений в разных регионах, но детерминированные периодические процессы очевидны в Гиндукуше. 26» Распределение гипоцентров землетрясений (с энергетическим классом К > 12) внутри субдуктируемой плиты Гиндукуша выявляет асеисмичную полосу шириной 30 км. Разброс данных составляет около 10 км. Асейсмичная полоса лежит под волноводом. Наиболее важно наблюдение, что асейсмичное окно осциллирует в глубине с периодом 10-12 лет и амплитудой 30 км (рис. 7.23). Одновременно число T (в год) всех мантийных ударов V класса К > 10 проявляет аналогичные осцилляции. Более того, подъем асейсмичной полосы соответствует минимуму солнечной активности и говорит о появлении дополнительной субдуктирующей силы. (Нижнее положение асейсмичной полосы соответствует максимуму литостатического веса.) Этот факт не случаен. На другом краю Индийской плиты В§ /V(K>10) Рис. 7.23. Асейсмичная полоса в мантии под Гиндукушем в сопоставлении с анималистским календарем: / - магнитуда землетрясений;

2 - землетрясения коры;

3 - пропуск сейсмичности;

4 - число землетрясений мантии;

5 - число землетрясений коры;

6 солнечная активность [75, 201] под островной дугой Кермадек распределение гипоцентров землетрясений мантии с магнитудой М > 4.6 также приводит к выводу о существовании асейсмичной полосы, но более широкой, на глубине 400 км. Виден тот же 11-летний период и противофазный ход относительно колебаний Гиндукуша (рис. 7.24). Только в 1973 г. произошло нарушение регулярной периодичности, возможно из-за хорошо известного изменения знака ускорения собственного вращения Земли в том же году. Аналогичные пропуски сейсмичности были обнаружены также для регионов Вранча и Памира, но число событий там намного меньше.

1966 1970 1974 годы 100 500 -100 - Рис. 7.24. Гипоцентры землетрясений под архипелагом Тонго-Кермадек и асейсмичная полоса Гиндукуша [75] Циклы в 11-12 лет могут найти объяснение в осцилляциях Солнечной системы в целом, поскольку планета Юпитер имеет орбитальный период движения 11,7 года. Если 11-летний период определен тектонической волной напряжений с амплитудой давления Ар, то последняя может быть оценена с помощью амплитуды блужданий АН асейсмичного окна в глубинах субдуктируемой плиты. Предположим, что эта асейсмичность объясняется потерей хрупкости из-за перехода к пластическому состоянию или фазовым переходом. Соответствующие глубины зависят от давления и температуры и могут определяться пересечением фазовой границы р. = А + В.(Т - Го) (7.54) и геотермы pt = At+Bt{T-T0). (7.55) Анализ [75] приводит к уравнению (7.56) Bg - В* (pi Pa )g которое дает значения Д/? « 0. 1 ГПа или 0,01 ГПа, обычные для современной геодинамики. Здесь р{, ра - плотности литосферы и вмещающей астеносферы, a g - ускорение силы тяжести. Рассмотрим тщательно рис. 7.23. Рост субдуктирующей силы (при минимумах солнечной активности) соответствует подъему асейсмичного окна, тектоническому сжатию, уменьшению порового пространства внутри разломов и подъему грунтовых вод. Сравнение с хорошо известным анималистским календарем показывает [201], что подобное происходит в годы Дракона и Змеи. Наоборот, максимум солнечной активности соответствует засухе, завершаясь в год Мыши. Таким образом, календарь, изобретенный в Центральной Азии (вероятно, в горах ТяньШаня - прародине японского народа) имеет явную физическую мотивацию. При анализе гидрологических данных трудно разделить атмосферные и тектонические эффекты. Однако иногда корреляции налицо. Например, существует пульсирующее озеро Чаны в Новосибирской области. В течение двух столетий его воды определенно повторяют солнечный период, но при этом был обнаружен дефицит водного баланса. Этот дефицит (символ d на рис. 7.23) имеет тот же период, хотя испарение и все остальные поверхностные источники и стоки были учтены. Таким образом, дефицит может быть связан с периодическими глубинными ресурсами. Водные ритмы могут быть также определены по специальным гидрологическим картам [42]. Мониторинг за химическим составом вод в скважинах, как и за выходом радонового газа, может быть использован для прогноза землетрясения. Их изменения модулируются 6-летней периодичностью (рис. 7.25), так же как и микрогравитационные измерения (рис. 7.26).

A Rn, и мпульс/ми и I Джермук Землетрясение в Спитаке\ 615 Рис. 7.25. Долговременный мониторинг радона в Кавказском регионе и собственное вращение Земли (предоставлено В.П. Рудаковым [111]) Г 0— л -5 — у щ 79 ч. / / • • s годы и их 6-летняя Рис. 7.26. Микрогравитационные изменения (/Лгал) [236] модуляция из-за Чандлеровых блужданий Как следует из работ А.Л.Чижевского [134], солнечный цикл может влиять на весь живой мир, в том числе на биологию человека, как это было определенно показано на основе статистических данных о болезнях и смертях до применения современных медицинских достижений.

7.5. Быстрая тектоника и наведенная сейсмичность 7.5.1. ЭМИССИЯ РАДОНА И ТЕКТОНИКА Полевой метод измерения радона весьма чувствителен к временным тектоническим изменениям. Радон - радиоактивный газ, высвобождаемый из кристаллической решетки горной породы, который может аккумулироваться на адсорбционных слоях контакта воздух-вода или вода-нефть. Результаты измерений радона по профилю над нефтегазовым месторождением были приведены на рис. 6.26. Радоновые измерения показывают устойчивое увеличение радиоактивности (по а- частицам) строго на внешней границе месторождения. Поскольку период полураспада радона относительно мал (3-4 дня), диффузия слишком медленна для объяснения явления в целом [165]. В этой связи можно думать, что концентрация подпочвенного радона обусловлена источниками, расположенными на уровне грунтовых вод. Действительно, только это может разумно объяснить радоновый отклик на атмосферные изменения. Вычитание соответствующих атмосферных помех позволит получать данные, прекрасно согласующиеся с глубинными тектоническими событиями. На рис. 7.27 представлена сводка всемирных данных о радоновых аномалиях в грунтовых водах перед землетрясениями различной магнитуды М. Как можно видеть, эти аномалии охватывают намного большие территории, чем зоны высвобождения упругой энергии. Уже отмечалось, амплитуды аномалий не зависят от эпицентрального расстояний и предполагаются соответствующими тектоническим деформациям « Ю"8 [178]. Другая важная черта радонового предвестника состоит в его временной зависимости от магнитуд. Согласно [178], для интервала времени от 0,1 до 7 дней lg9=M-2.16, а после 7 дней lg0=O.62M-l, (7.58) (7.57) если магнитуда была меньше 3. Для более сильных землетрясений корреляций не было найдено.

<м*.

( > США СССР / / / / ш я J* Ш *" А * 1• ( • к ЮЖ ЬИГАЙ t » • |• ' CB КИТАЙ ЯПОНИЯ ИСЛАНДИЯ в *• * * f I W*' Эпицентральное расстояние, км Ю I00C Л/с. 7.27. Амплитуда аномалий радона в грунтовых водах (относительно фона) в функции от эпицентральных расстояний - по всем доступным данным [178] Во всяком случае, изменения радона на свободной поверхности - это "мгновенная" реакция на глубинную подготовку землетрясения. Конечно, диффузия в водных потоках сквозь стратифицированную земную толщу не может обеспечить столь высокую скорость переноса, какую проявляют радоновые газы. Отсюда следует, что только изменения деформаций насыщенного геоматериала, заполняющего систему разломов, могут привести к столь быстрой реакции поверхностного радона на глубинные тектонические события.

7.5.2. ВОЛНЫ БЫСТРЫХ ПРЕДВЕСТНИКОВ Итак, если измеряющее устройство зафиксировано в пространстве, оно может показывать временные изменения из-за вертикального движения уровня грунтовых вод, вызванного сжатием тела разлома. По данным измерений в Средней Азии В.П. Рудаков оценил скорость распространения радонового предвестника в 7 км/сут (рис.7.28) [111]. Подобное может быть объяснено только взаимодействием порового давления и тектонических волн.

Рис. 7.28. Вариации радона в грунтовых водах на станциях в Ганчи (а) и КатаАйри (в), отстоящих на 50 км друг от Друга, в сравнении с магнитудой землетрясений М и эпицентральным расстоянием R от Ката-Айри [111] Другие данные о радоне показывают, что в периоды тектонического растяжения происходит уменьшение сейсмических скоростей и увеличение эмиссии радона;

в случаях тектонического сжатия, однако, эмиссия радона меньше. Динамика уровня концентрации радона коррелирует с изменениями скорости вращения Земли (см. рис. 7.25), твердотельными земными приливами и микрогравитационным полем (рис. 7.26). Эмиссия радона на двух вулканах Камчатки (рис. 7.29) выявила очевидную корреляцию с приливами и дрожанием вулканов. Сами вибрации могут высвобождать радон;

более того, интенсивность выхода зависит от частот. Камчатка вулкан Апахоныч Рис. 7.29. Дрожание вулканов и эмиссия радона (согласно данным В.П. Рудакова и Е.А. Ждановой) Например, полевые эксперименты в Белоруссии показали, что высвобождение радона имеет максимум при вибрации с частотой 18 Гц и минимум при 16 Гц [85]. Снова мы имеем дело с эффектом доминантных частот. Главный вывод этого обсуждения состоит в том, что элекмч осадки 2-3+ 5O J мВ А С'О'Н'Д'Я'Ф'М'А'М'Я'Я' А' С О Н Д Рис. 7.30. Элекгрокинетические импульсы, измеряемые парой электродов при дожде и землетрясениях [158] Изменения напряжений как предвестник 19 часы 21 22 28 мая 1974 г.

2 3 29 мая Рис. 7.31. Гидравлически измеряемые напряжения [230] при сжатии трещин перед землетрясением (предоставлено Х.С.Суолфом) трокинетические импульсы, описанные в разделе 4.4 и проиллюстрированные на рис. 7.30, а также деформации ([230];

см. рис. 7.31) и измерения радона, равно как и флуктуации других геофизических полей (которые проявляются перед любым тектоническим событием, включая землетрясения), имеют общее начало. Сигналы имеют разные формы - отдельных скачков или уединенных деформационных волн со скоростями от 10 до 100 км/сут. Подобные скорости намного меньше, чем скорости обычных Р- и S-волн, но намного больше волновых скоростей, обсуждавшихся в разделе 7.4, и этому надо найти объяснение.

7.5.3. ВОЛНЫ ПОВОРОТОВ ВО ФРАГМЕНТИРОВАННЫХ МАССИВАХ Вновь попытаемся воспользоваться моделью обобщенного континуума, развитой в разделе 5.4, которая включает среднескоростную динамику наряду с динамикой микроструктурной. В двухмерном случае модель сводится к такой форме уравнения Син-Гордона : 59) 9) dt ~ ' Эх, N(O) = -Щ s i n f u l (7.60) если среднепоступательное движение отделяется [96]. Здесь f восстанавливающая сила, векторно умноженная на радиус поворота (R a \J). Векторное произведение в (7.60) определяет объемно-распределенный момент сил. Вспомним теперь, что на практике регистрирующий датчик прикрепляется к достаточно большому блоку породы. При этом измеряются относительные смещения, которые можно представить в виде du « ЬйФ (Ь - база измерений). Для интерпретации измерений важно, что если база Ь меньше размера R блоков, то смещение и « ЬФ;

если b > R, 2 то относительное смещение будет b (ди/дх) « Ь дФ/дх. Если блок не отделен трещинами от вмещающей среды, то эти данные могут быть рассчитаны на основе непрерывных полей деформаций и справедлива обычная волновая динамика. Вообще говоря, блок является элементом фрагментированного массива, а его повороты соответствуют микроструктурной динамике (5.111). В такой среде волновая скорость -А _ d, a (7.61) включает два внутренних линейных масштаба di И д?2, отношение которых позволяет ввести эффективную жесткость G* и плотность р, фрагментированного массива (вместо Gt, р для сплошных пород) [40]. Это значение соответствует реальным скоростям волн во фрагментированных горных массивах. Оно значительно превосходит скорости деформационных волн, обсуждавшихся ранее. Однако вполне возможна и стационарная волна, бегущая, например, вдоль оси Х{ — X с волновой скоростью U * С = с,: = x-Ut. Тогда уравнение (7.59) имеет форму (7.62) где U оказывается свободным параметром. Решение типа "ступенька" имеет вид Ф = 4 arctgl exp ±, 414 |. (7.64) При этом скорость U зависит от энергии волны [131] и должна быть меньше, чем С. Это принципиальный результат. Геодезические приборы и наблюдения за уровнем грунтовых вод в скважинах показывают ступенчатые изменения (рис. 7.32), соответствующие ступенчато-волновому решению (7.46).

сентябрь I.март 1982 I ) '» ГП I I I м Т Рыс 7 J2 Ступенчатые колебания уровня воды в скважинах вблизи Ашхабада : 1 - скважина Ким;

2 - скважина Ашт (предоставлено В.П. Барабановым) Скорость действительно может иметь порядок 10 км/сут, как было найдено из измерений радона, или 1600-11000 км/год для триггерного возбуждения сильнейших землетрясений [83, 197]. Случай с,. > 1 соответствует осциллирующему цугу (7.65) Ф = 2 arcsin < sech причем параметр переноса U имеет порядок сейсмической скорости. Если справедливо автомодельное решение [o»j х t ^, r = ~-t4c~, (7.66) то (7.59) превращается в обыкновенное дифференциальное уравнение drf dr/ (7.67) Численные расчеты приведены в форме графика на рис. 7.33 в сравнении с модулирующими кривыми волновых колебаний в шахте при подземном взрыве. Главное проявление нелинейности решения состоит в переносе разных фаз с разными скоростями, равными dXj _ ~di (7.68) Таким образом, хвост волны двигается медленнее, чем фронт, и волна расширяется. Только предел скорости (при / — оо) совпадает с волновой скоростью c=const, когда волна » ас КV ДА X -tb Рис. 7.33. Расчетная медленная деформационная волна (о, Ь) и модуляция сейсмических взрывных волн(с, d) в глубоких шахтах становится обычной упруго-волновой. Такая волна наблюдалась С.Дараганом и Е.Люкэ (1972-1973 гг.) в форме низкочастотной части волн, генерируемых взрывами ТНТ в зоне трещиноватости предыдущего ядерного взрыва в массиве каменной соли. Первый экстремум имел фазовую скорость, равную 1100 м/с, автором - 5000 м/с, что необычно для линейной сейсмологии. Таким образом подземные взрывы, как и землетрясения, могут приводить к интенсивным медленным волнам, которые затем могли бы играть главную триггерную роль для других сейсмических событий, т.е. для афтершоков, так же как и отмеченные выше крупномасштабные тектонические волны многолетней периодичности. Было также замечено, что вибратор, работающий с меняющейся частотой (в интервале 15-25 Гц), смог возбудить деформационный волновой процесс с периодом 25-30 мин [85].

7.5.4. НАВЕДЕННЫЕ ДЕФОРМАЦИИ И СЕЙСМИЧНОСТЬ Во многих случаях именно деформационные импульсы важны для наведенной сейсмичности. Последняя связана с восстановлением подвижности разлома. Было показано, что сами сейсмические волны не могут этого делать на больших глубинах из-за растущей роли сухого трения, сцепляющего борта разлома. Однако более медленное перераспределение тектонических напряжений может привести к опасной неустойчивости. Случай газового месторождения Лак [174] во Франции широко известен роями сейсмических событий (более 800 толчков до 1990 г.), что явно было связано с большими отборами газа. Первоначально сейсмичность носила диффузный характер и соответствовала большим глубинам. При этом поровое давление газовой залежи снизилось на 500 атм. В следующие годы сейсмичность определенно была связана с активизацией ранее существовавших тектонических разломов. Другой случай - это три землетрясения в Газли (1976 и 1984 гг.) с магнитудами М=7.0;

7.3;

7.2, причем активизировались тектонические разломы вблизи Бухары [85]. Перед этими событиями отмечался интенсивный подъем контакта "газ-вода". Еще одна любопытная черта видна на рис. 7.34, где число 27 Загаз № 1497 Р.МПа -Q4 196Э 83 Период Рис. 7.34. Число землетрясений N, разница Д между пластовым и забойным давлениями, а также изменение пластового давления р во времени (согласно данным Л.М. Плотниковой и др. [85]) малых сейсмических толчков коррелируется со стабилизацией уровня порового давления после начального интенсивного истощения газовой залежи. Таким образом, газовое месторождение Газли в 1967-1984 гт работало в режиме заводнения (или даже закрытия пор) под действием внедряющихся законтурных вод (или тектонических сил). Соответствующее перераспределение геомасс послужило триггером для гигантской системы разломов Средней Азии, движение которой разрешилось Газлийскими землетрясениями. Подвижность разломов возникала и при взрыве 200 т ТНТ, что было замечено в форме подвижек в глубокой шахте и также привело к землетрясению с магнитудой М = 4.8 - 5 Максимум смещений разлома составлял 6-8 см при усилии сдвига 10-30 МПа [123]. Землетрясение вызвало излучение 12 сейсмических волн с энергией Es = 10 джоулей. СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Авсюк Ю.Н. (1980). Возможное объяснение процесса изменяемости широт (Чандлеровы качания полюса). - ДАН С С С Р, т. 254, N o 4, 834-838. Альперович И.М., Н и к и ф о р о в В.М., Харахинов В.В. (1979). Аномалии проводимости в земной коре о. Сахалин (по данным МТЗ). - Д А Н С С С Р, т. 244, N o 5, 1194-1198. Ан В.А., Л ю к э Е.И., Пасечник И.П. (1985). Вариации параметров сейсмических волн при просвечивании Земли на расстоянии 90°. - ДАН С С С Р, т.285, N o 4, 836-840. Артюшков Е.В. Наука, 455 с. (1993). Физическая тектоника.Москва :

2.

3.

4. 5.

Афанасьев Е.Ф., Грдзелова К.Л., Плющев Д.В. (1987). Об источниках генерации звука в насыщенных флюидом пористых средах. - ДАН С С С Р, т. 293, N o 3, 554-557. Бабкин В.А., Левин В.М., Николаевский В.Н. (1992). Течения жидкости и газа в пористых средах с учетом наведенной анизотропии. - Известия А Н, Механика жидкости и газа, N o 3, 96-103. Баренблатт Г.И., Ентов В.М., Рыжик В.М. (1984). Движение жидкостей и газов в пористых пластах. - Москва : Недра, 207 с. Бармин А.А., Гарагаш Д. И. (1994). О течении смеси через пористую среду с учетом адсорбции на матрице. - Известия АН, Механика жидкости и газа, N o 4, 97-110. Басниев К. С, Бедриковецкий П. Г. (1988). Многофазное вытеснение смешивающихся жидкостей из пористых сред. - Итоги науки и техники. Сер. Комплексные и специальные разделы механики, т. 3. Москва : В И Н И Т И, 8 1 - 1 6 2. Басниев К.С., Кочина И. Н., Максимов В.М. (1993). Подземная гидродинамика. - Москва: Недра, 416 с. Белоусов В.В. (1986). Структурная Московского университета, 243 с. геология. Издательство 6.

7. 8.

9.

10. 11. 12.

Береснев И.А., Митлин B.C., Николаевский В.Н. (1991). Роль коэффициента нелинейности при возбуждении доминантных сейсмических частот. - ДАН С С С Р, т. 317, N o 5, 1103 - 1107. Болт В.А. (1981). Землетрясения. (Общедоступный Москва: М и р, 256 с. (Пер. с англ.). очерк). 13.

27* 14.

Бондарев Э.А., Николаевский В.Н. (1962). Конвективная диффузия в пористых средах с учетом адсорбции. - Жури, прикл. мех. и техн. физ., No 5, 128-134. Ботт М. (1974). Внутреннее строение Земли. - Москва: Мир (Пер. с англ.). Бузинов С.Н., Пешкин М.А. (1977,). Зона перемешивания фильтрующихся газов в различных пористых средах. - Известия АН СССР, Механика жидкости и газа, No 1, 142 - 145. Буткович Т. Р. (1974). Влияние воды в горных породах на эффекты подземных ядерных взрывов: В сб. пер. "Подводные и подземные взрывы" - Москва : Мир, 259 - 287. Быков В.Г., Николаевский В.Н. (1992). Сейсмические волны в насыщенных пористых геоматериалах с вязкоупругой матрицей.ДАН СССР, т. 323, No 3, 446-451. Быков В.Г., Николаевский В.Н. (1992). Свободные газы астеносферы по сейсмическим данным. - ДАН СССР, т. 323, No 2, 253-257. Быков В.Г., Николаевский В.Н. (1993). Нелинейные волны в пористых насыщенных средах. - Докл. Акад. наук, т. 328, 35-38. Бэр Я., Заславский Д., Ирмей С. (1971). Физико-математические основы фильтрации воды. - Москва: Мир, 452 с. (Пер. с англ.). Ваньян Л.Л., Шиловский П.П. (1983). Глубинная электропроводность океанов и континентов. - Москва: Наука, 86 с. Вегенер А. (1984). Происхождение континентов и океанов. Ленинград: Наука, 285 с. ( Пер. с нем. ). Вильчинская Н.А., Николаевский В.Н. (1984). Акустическая эмиссия и спектр сейсмических сигналов. - Известия АН СССР, Физика Земли, No 5, 91 - 100. Гамбурцева Н.Г., Люке Е.И., Николаевский В.Н., Ореашн С И., Пасечник И.П., Перегонцева В.Е., Рубинштейн Х.Д. (1982). Периодические вариации параметров сейсмических волн при просвечивании литосферы мощными взрывами. - ДАН СССР, т. 266, No 6, 279-289. Гарагаш И.А., Николаевский В.Н. (1989). Неассоциированные законы течения и локализация пластической деформации. Успехи механики (Варшава), т. 12, No 1, 131-183. Гарагаш И.А., Николаевский В.Н. (1990). Механика возникновения кольцевых и блочных структур земной коры. - ДАН СССР, т. 315, No 1, 62-65.

15. 16.

17.

18. 19. 20. 21. 22.

23. 24.

25.

26.

27.

28.

Гарагаш И.А., Николаевский В.Н. (1994). Условия предельного равновесия фрагментированных горных масс в макро- и микромасштабе. - ДАН, т. 338, вып. 5, 675-679. Гарагаш И.А., Николаевский В.Н., Степанова Г.С. (1992). Миграция и критерии аккумуляции углеводородов в системе тектонических разломов. -ДАН, т. 324, No 6, 1169-1174. Гарагаш И.А., Николаевский В.Н., Шацилов В.И. (1994). Глубинные аномалии коровых напряжений в зоне подсолевых месторождений углеводородов Северного Прикаспия. -ДАН. т. 338, No 3, 383-386. Гершензон Н.И., Гохберг М.Б., Моргунов В.А., Николаевский В.Н. (1987). Об источниках электромагнитного излучения, предваряющего сейсмические события. - Известия АН СССР, Физика Земли, No 2, 41-49. Грачев А.Ф. (1987). Рифтовые зоны Земли. - Москва: Недра, 285 с. Графутко С Б., Дмитриев Н.М., Николаевский В.Н. (1993). Эффект наведенной анизотропии в окрестности продуктивной скважины. - Известия АН, Механика жидкости и газа, No 6, 6772. Губин И.Е., ред.(1986). Наука, 157 с. Литосфера Тянь-Шаня. Москва:

29.

30.

31.

32. 33.

34. 35.

Гулиев И. С, Павленкова Н.И., Раджабов М.М. (1988). Зона регионального разуплотнения в осадочном бассейне Южного Каспия. - Литология и минеральные ресурсы, No 5, 130-136. Гутенберг Б. (1963). Физика земных недр. - Москва: Издательство иностранной литературы, 263 с. ( Пер. с англ.) Джегер Ч. (1975). Механика горных пород и инженерные сооружения. - Москва: Мир, 255 с. (Пер. с англ. ). Динариев О.Ю. (1992). Движение жидкостей и газов в пористых средах с фрактальной геометрией. Известия АН, Механика жидкости и газа. No 5, 101-109. Динариев О.Ю., Николаевский В.Н. (1993). О неустановившемся микроротационном режиме. - Прикл. матем. и мех.., т. 57, No 5, 935-940. Динариев О.Ю., Николаевский В.Н. (1993). Ползучесть горных пород как источник сейсмического шума. - ДАН, т. 331, 739-741. Дрешер А., Йоселен де Йонг Ж. (1975/ Проверка механической модели течения гранулированного материала методами 36. 37. 38.

39.

40. 41.

42.

43.

44.

45. 46.

фотоупругости.: Сб. пер. "Определяющие законы механики грунтов." - Москва: Мир, 144 - 165. Дроздов О.А., Григорьева А.С. (1971). Многолетние циклические колебания атмосферных осадков на территории СССР. - Ленинград: Метеоиздат, 158 с. Друккер Д., Прагер В. (1975). Механика грунтов и пластический анализ или предельное проектирование.: Сб. пер. "Определяющие законы механики грунтов" - Москва, Мир, 166 - 177. Дунин С.З., Сироткин В.К. (1977). Расширение газовой полости в хрупкой породе с учетом дилатансионных свойств грунта. Журн. Прикл. мех. и техн. физики, No 4, 106-109. Ентов В.М., Зазовский А.Ф. (1989). Гидродинамика процессов повышения нефтеотдачи. - Москва: Недра, 233 с. Епифанов В.П. (1984). Механика разрушения льда в зависимости от температуры и скорости нагружения. - Известия АН СССР, Механика твердого тела, No 2, 188-196. Желтов Ю.П. (1975). Механика нефтегазового пласта. Москва: Недра, 216 с. Желтов Ю.П., Золотарев П.П. (1962). О фильтрации газов в трещиноватых породах. - Журн. прикл. мех. и техн. физ., No 5, 135-139. Жиленков А.Г., Капустянский С М., Николаевский В.Н. (1989). Действие сильной волны на сферическую пору в дилатирующем материале.: В сб. "Математическое моделирование задач механики сплошной среды" - Москва: Энергоатомиздат, 17 24. Жиленков А.Г., Капустянский С М., Николаевский В.Н. (1994). Деформации скважин в поле разрушающих горизонтальных напряжений. - Известия АН, Физика Земли, No 7/8, 142 - 147. Жиленков А.Г., Капустянский С М., Николаевский В.Н. (1995). Разрушения глубокой скважины при искривлении ее ствола. - ДАН, т. 341, No 2, 255 - 258. Заякин В.Н. (1981). Исследование сейсмического действия короткозамедленных взрывов. - Ереван: Изд. Арм. ССР, 82 с. Зельдович Я.Б., Райзер Ю.П. (1966). Физика ударных волн и высокотемпературных гидродинамических явлений. - Москва: Наука, 686 с. Истомин В.А., Якушев B.C. (1992). Газогидраты в природных условиях. - Москва: Недра, 236 с.

47. 48.

49.

50.

51.

52. 53.

54.

55.

56.

Капустянский С М. (1985). Упругопластическая дилатансионная модель анизотропных сред. Известия АН СССР, Физика Земли, No 8, 50-59. Капустянский С М., Николаевский В.Н. (1985). Параметры упругопластической дилатансионной модели для геоматериалов. Журн. прикл. мех. и техн. физики, No 6, 145 - 150. Каракин А.В., Лобковский Л.И., Николаевский В.Н. (1982). Образование серпентинитового слоя океанской коры и некоторые геолого-геофизические явления. - ДАН СССР, т. 265, No 3, 572576. Касахара К. (1981). Механика землетрясений. - Москва, Мир, 264 с. (Пер. с англ.). Качанов Л.М. (1974). Основы механики разрушения. - Москва: Наука, 311с. Крылов А.П., Борисов Ю.П., Николаевский Н.М., ред. (1962). Проектирование разработки нефтяных месторождений. - Москва: Гостоптехиздат, 430 с. Крылов А.Л., Мазур Н.Г., Николаевский В.Н., Эль Г.А. (1993). Градиентно-согласованная нелинейная модель генерации ультразвука при распространении сейсмических волн. - Прикл. матем. и мех., т. 57, вып. 6, 100-109. Леверетт М.С. (1948). Движение водонефтяных смесей в несцементированных песках.: В сб. пер. "Методы интенсификации нефтеотдачи пластов". Москва - Ленинград: Гостоптехиздат, 69 - 89. Ле Пишон К., Франшто Ж., Боннин Ж. (1977). Тектоника плит. - Москва: Мир, 288 с. (Пер. с англ.). Лобковский Л.И. (1988). Геодинамика зон спрединга, субдукции и двухъярусная тектоника плит. - Москва : Наука, 252 с. Лобковский Л.И., Исмаил-Заде А.Т., Наймарк Б.М., Никишин A.M., Клютинг С. (1993). Механика утопления земной коры и образования осадочных бассейнов. - ДАН СССР, т. 330, No 2, 256-260. Лопатин Н.В. (1971). Температура и геологическое время как факторы углефикации. - Известия АН СССР. Сер. геол., No 3, 95-106. Лукк А.А., Нерсесов И.Л. (1982). Вариации во времени различных параметров сейсмотектонического процесса. - Известия АН СССР, No 3, 10-27.

57.

58. 59. 60.

61.

62.

63. 64. 65.

66.

67.

68. 69.

70.

Лэм Дж. Л. (1983). Введение в теорию солитонов. - Москва: Мир. 295 с. (Пер. с англ.). Люкэ Е.И., Николаевский В.Н., Пасечник И.П. (1985). Проявления быстрых тектонических циклов в Тянь-Шане. - ДАН СССР, т. 284, No 3, 575-579. Люкэ Е.И., Ан В.А., Пасечник И.П. (1988). Обнаружение фронта тектонической глобальной волны при сейсмическом просвечивании Земли. - ДАН СССР, т. 301, No 3, 569-573. Макогон Ю.Ф. (1985). Газовые гидраты, предупреждение их образования и использование. - Москва: Недра, 232 с. Максимов A.M. (1992). Математическая модель объемной диссоциации газогидратов в пористых средах: учет подвижности воды. - Инж.-физ. журнал, No 1, 76-81. Максимов A.M., Радкевич Е.В., Эдельман И.Я. (1994). Резонансные режимы распространения волн в газонасыщенной пористой среде. - ДАН, т. 336, No 6, 745 - 749. Максимов A.M., Цыпкин Г.Г. (1988). Автомодельное решение задачи о протаивании мерзлого грунта. - Известия АН СССР, Механика жидкости и газа, No 6, 136-142. Маламуд А.С., Николаевский В.Н. (1989). Циклы землетрясений и тектонические волны. - Душанбе: Дониш, 140 с. Маламуд А.С., Николаевский В.Н. (1992). Использование данных сейсмического мониторинга для прогноза землетрясений. Известия АН, Физика Земли, No 8, 83-92. Маскет М. (1949). Течение однородных жидкостей в пористой среде. - Москва-Ленинград, 628 с. (Пер. с англ.). Маскет М. (1953). Физические основы технологии добычи нефти. - Москва-Ленинград, 606 с. (Пер. с англ.). Мигунов Н.И. (1984). Об использовании сейсмоэлектрических явлений для изучения напряженного состояния насыщенных горных пород. - Известия АН СССР, Физика Земли. No 9, 20-28 Милановский С.Ю., Николаевский В.Н. (1989). Термомеханический анализ строения земной коры (вдоль геотраверса Баренцево море - Восточные Альпы). - Известия АН СССР, Физика Земли, No 1, 83-91. Митлин B.C. (1991). Подземная гидромеханика сложных угаеводородных смесей. Итоги науки и техники. Сер. Комплексные и специальные разделы механики. - Москва: ВИНИТИ, т. 4, 154 - 222.

71. 72.

73.

74.

75. 76.

77. 78. 79.

80.

81.

82.

83. 84.

Митлин B.C., Николаевский В.Н.(1990). Нелинейные поверхностные волны в средах со сложной реологией. - Известия АН СССР, No 5, 95-103. Моги К. (1988). Предсказание землетрясений. - Москва: Мир, 382 с. (Пер. с англ.). Надаи А. (1954, 1969). Пластичность и разрушение твердых тел. - Москва: Издательство иностранной литературы, т. 1, 647 с. ;

т. 2, 863 с. Николаев А.В., Галкин И.Н., ред. (1994). Наведенная сейсмичность. - Москва: Наука, 220 с. Николаевский В.Н. (1959). Конвективная диффузия в пористых средах. - Прикл. матем. и мех., т. 23, вып. 6, 1042-1050. Николаевский В.Н. (1967). О связи объемных и сдвиговых пластических деформаций и об ударных волнах в мягких грунтах. ДАН СССР, т. 177, No 3, 542-545. Николаевский В.Н. (1971). Определяющие уравнения пластического деформирования сыпучей среды. - Прикл. матем. и мех., т. 35, в. 6, 1017-1029. Николаевский В.Н. (1979). Термодинамика роста трещин. Разрушение упругих, почти упругих и вязких тел. - Известия АН СССР, Механика твердого тела, No 4, 95-106. Николаевский В.Н. (1979). Граница Мохоровичича как предельная глубина хрупко-дилатансионного состояния горных пород. - ДАН СССР, т. 249, No 4, 817-821. Николаевский В.Н. (1980). Дилатансия и теория очага землетрясений. - Успехи механики (Варшава), т. 3, No 1, 71 101. Николаевский В.Н. (1980). О динамике фронтов разрушения в хрупких телах. - Известия АН ССР, Механика твердого тела, No 5, 106-115. Николаевский В.Н. (1981). О разрушении вязкоупругих тел. Прикл. матем. и мех. т. 45, в. 6, 1121 - 1128. Николаевский В.Н. (1989). Механизм вибровоздействия на нефтеотдачу месторождений и доминантные частоты. - ДАН СССР, т. 307, 570-575. Николаевский В.Н. (1992). Вибрации горных массивов и конечная нефтеотдача пласта. Известия АН, Механика жидкости и газа, No 5, 110 - 120.

85. 86. 87.

88.

89.

90.

91.

92.

93. 94.

95.

96.

Николаевский В.Н. (1995). Математическое моделирование уединенных деформационных и сейсмических волн. - ДАН, т. 341, No 3, 403-405. Николаевский В.Н., Басниев К.С., Горбунов А.Т., Зотов Г.А. (1970). Механика насыщенных пористых сред. - Москва: Недра, 339 с. Николаевский В.Н., Бондарев Э.А., Миркин М.И., Степанова Г.С., Терзи В.П. (1968). Движение углеводородных смесей в пористой среде. - Москва: Недра, 192 с. Николаевский В.Н., Кузнецов А.С., Беллендир Е.Н. (1990). Разрывы и локализация в дилатирующей среде с внутренним трением: В сб. "Проблемы механики грунтов и инженерного мерзлотоведения". - Москва: Стройиздат, 177 - 187. Николаевский В.Н., Рамазанов Т.К. (1984). Расчет водонапорного пласта как гидравлического сейсмографа. Известия АН СССР. Механика жидкости и газа, No 4, 81-86. Николаевский В.Н., Ротенбург Л.Б. (1970). О нелинейном характере затухания сейсмических волн: В сб. "Пробл. механ. тверд, деформир. тела". - Ленинград: Судостроение, 281-286. Осика Д.Г. (1981). Флюидный режим сейсмически активных областей. - Москва: Наука, 203 с. Павленкова Н.И. (1988). Структура земной коры глубоких осадочных бассейнов континентов по сейсмическим данным. Известия АН СССР, Физика Земли, No 4, 72 - 82. Полубаринова-Кочина П.Я. (1977). Теория движения грунтовых вод. - Москва: Наука. 2-е изд., 664 с. Рейнер М. (1963). Деформация и течение. - Москва: Гостоптехиздат, 381 с. (Пер. с англ.). Рикитаке Т. (1979). Предсказание землетрясения. - Москва: Мир, 388 с. (Пер. с англ.). Рингвуд А.Е. (1981). Состав и петрология мантии Земли. Москва: Мир, 584 с. (Пер. с англ.). Рихтер Ч.Ф. (1963). Элементарная сейсмология. - Москва: Издательство иностранной литературы, 670 с. (Пер. с англ.). Родин Г. (1974). Сейсмология ядерных взрывов. - Москва: Мир, 190 с. (Пер. с англ.). Родионов В.Н., Адушкин В.В., Костюченко В.Н., Николаевский В.Н., Ромашов А.Н., Цветков В.М. (1971). Механический эффект подземного взрыва. - Москва: Недра, 224 с.

97.

98.

99.

100.

101.

102. 103.

104. 105. 106. 107. 108. 109. 110.

111.

Рудаков В.П. (1988). Пространственно-временные черты динамики полей грунтового радона в регионе Западной Ферганы перед и после Ташкентских землетрясений 1980-1981 гг. - ДАН СССР, т. 302, No 5, П83-1186. Садовский М.А., Николаев А.В., ред. (1993). Сейсмические вибрации на нефтяных месторождениях. - Москва: Институт физики Земли РАН, 239 р. Сальников Д.И., Траскин В.Ю. (1987). Основы физикохимической геомеханики: В сб. "Исследования тектонического деформирования". - Москва: Наука, 33-83. Самаров Е.Л. (1983). Расширение взрывной полости в дилатансионно-пластических грунтах. - Известия АН СССР, Физика Земли, No 2, 68-76. Сапрыгин СМ. (1980). Механизм возникновения гидрогеодинамических предвестников землетрясений. Вулканология и сейсмология, No 2, 122-124. Семенов А.Н. (1969). Изменение отношения времен пробега продольных и поперечных волн перед сильными землетрясениями. Известия АН СССР, Физика Земли, No 12, 72-77. Соболев Г.А. (1993). Основы прогноза землетрясений. - Москва: Наука, 313 с. Соколовский В.В. (1960). Статика сыпучей среды. - Москва: Физматгиз, 240 с. Солодилов Л.Н. (1994). Центр "ГЕОН" - 25 лет глубинных сейсмических исследований. - Разведка и охрана недр, No 10, 2-8. Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. (1991). Глобальная эволюция Земли. - Москва: Изд-во МГУ, 446 с. Ставрогин А.Н., Протосеня А.Г. (1979). Пластичность горных пород. - Москва: Недра, 301 с. Суворов В.Д., Шарапов Е.В. (1990). Сейсмические особенности поверхности мантии в южной части Якутской кимберлитовой провинции. - Геология и геофизика, No 7, 93-101. Сырников Н.М., Тряпицын В.М. (1990). О механизме техногенного землетрясения в Хибинах. - ДАН СССР, т. 314, No 4, 830 - 833. Тамарзян Г.П. (1963). Пространственно-временная сопряженность деятельности вулканов как один из признаков наличия глубинного разлома и некоторые вопросы ее периодичности. Известия высш. учебн. завед. Геология и разведка, No 2, 319. 112.

113.

114.

115.

116.

117. 118. 119. 120. 121. 122.

123.

124.

125. 126.

127.

Терцаги К. (1961). Теоретическая механика грунтов. - Москва: Стройиздат, 507 с. (Пер. с нем.). Трофимов В.А. (1994). Сейсморазведка МОГТ при изучении строения докембрийского фундамента востока Русской плиты. Москва: Недра, 90 с. Тэркот Д., Шуберт Дж. (1985). Геодинамика (Геологические приложения физики сплошных сред). - Москва: М и р, т. 1,2. 730 с.

128.

(Пер. с англ.). Уилкинс М.А. (1967). Расчет упругопластических течений. Вычислительные методы в гидродинамике. - Москва: Мир, 212 - 263 (Пер. с англ.). Файф У., Прайс Н., Томпсон А. (1981). Флюиды в земной коре. Москва: Мир, 436 с. (Пер. с англ.). Френкель Я.И. (1944). К теории сейсмических и сейсмоэлектрических явлений во влажной почве. - Известия АН СССР, сер. Географ, и геофиз., т. 8, No 4, 134-149. Френкель Я.И., Конторова Т.А. (1938). К теории пластической деформации и двойникования. - Журнал экспериментальной и теоретической физики, т. 8, ч. I, 89-95;

ч. II, 1340-1359. Христианович С.А.(1941). О движении газированной жидкости в пористых породах. - Прикл. матем. мханика., т. 5, в. 2, 277-282. Чекалюк Э.Б. (1986). К проблеме синтеза нефти на сверхбольших глубинах. - Журнал Всесоюзного Менделеевского общества, т. 31, No 5, 556-562. Чижевский АЛ.(1976). Земное эхо солнечных бурь. - Москва: Мысль. 2-е изд. Шейдеггер А.Э. (1960). Физика течения жидкостей через пористые среды. - Москва: Гостоптехиздат, 250 с. (Пер. с англ.). Шилд Р.Т. (1975). Смешанные граничные задачи механики грунтов.: Сб. пер.: Определяющие законы механики грунтов. Москва: Мир, 178 - 194. Щелкачев В.Н. (1948). Упругий режим пластовых водонапорных систем. - Москва - Ленинград: Гостоптех-издат, 144 с. Эриксен Дж. (1977). Исследования по механике сплошных сред. Москва: Мир, 246 с. (Сб. пер. с англ.). Abercrombie R.E., Leary P. (1993). Source parameters of small earthquakes recorded at 2,5 km depth, Cajon Pass, Southern California;

implications for earthquake scaling. - Geophys. Letts, Res. v. 20, 15111514.

129. 130.

131.

132. 133.

134. 135. 136.

137. 138. 139.

140.

141.

Aggarwal Y.P., Sykes L.R., Ambruster J., Sbar M.S. (1973). Premonitory changes in seismic velocities and prediction of earthquakes. - Nature, No 241, 101-104. Aki K. (1972). Generation and propagation of G-waves from Niigata earthquake of June 16, 1964. Part 1,2. Bull. Earth. Res. Inst. - Tokyo University, v. 44, 23 - 88. Anderson O.L., Grew P.S. (1977). Stress corrosion theory of crack propagation with application to geophysics. - Revs. Geophys. Space Phys., v. 15, 77-104. ARPA Seismic Coupling Conference (1972). ARPA-T10-71-13-1. Columbus (Ohio), BATTELLE, 259 pp. Beavers G.S., Joseph D.D. (1967). Boundary condition at a naturally permeable wall. - J. Fluid Mech., v. 30 (1), 197-207. Biot M.A. (1956). Theory of propagation of elastic waves in a fluidsaturated porous solids. - J. Acoustic. Soc. Amer., v. 28, 168-186. Biot M.A. (1965). Mechanics of Incremental Deformations. - New York: Wiley, 504 pp. Brace W.F. (1972). Laboratory studies of stick-slip and their application to earthquakes. - Tectonophysics, v. 14, No 3-4, 189-200. Brace W.F., Orange A.S. (1966). Electrical resistivity changes in saturated rocks under stress. - Science, v. 153, 1525-1526. Brace W.F., Paulding B.W., Scholz C.H. (1966). Dilatancy in the fracture of crystalline rocks. - J. Geophys. Res., v. 71, 3939-3953. Brenner H. (1962). The diffusion model of longitudinal mixing in beds of finite length. Numerical values. - Chem. Engng Sci., v. 1, No 1, 229 - 243. Broberg K.B. (1978). On transient sliding motion. - Geophys. J. Roy. Astr. Soc, v. 58, 397-432. Brulin O., Hjalmars S. (1981). Linear grade-consistent micro-polar theory. - Int. J. Engng Sci., 1731-1738. Bran J.P., Cabbold P.R. (1980). Strain heating and thermal softening in continental shear zones: a review. - J. Structural Geology, v. 2, No 1/2, 149-158. Byerlee J.D. (1968). Brittle-ductile transition in rocks. - J. Geophys. Res., v. 73, 4741-4750. Cameron I., Baker T.H.W., Handa Y.P. (1989Л Compressive strength and creep behavior of hydrate consolidated sand. - Canad. Geotechnology J., v. 28, 235-242. Carter N.L. Horseman ST., Russel J.E., Handin S. (1993). Rheology ofrocksalt. - J. Structural Geology, v. 15, No 9/10, 1257-1271. 142.

143. 144. 145. 146. 147. 148. 149. 150.

151. 152. 153.

154. 155.

156.

157.

158.

Christensen R.J., Swanson S.R., Brown W.S. (1972). SplitHopkinson-bar tests on rock under confining pressure. - Exp. Mech., v. 12, No 11, 508-513. Corwin R.F., Morrison H.F. (1977). Self-potential variations preceding earthquakes in Central California. - Geophys. Res. Lett., v. 4, 171-174. Coulomb C.A. (1977). Essai sur une application des regies des maximus et minimus a quelques problems de statique relatifs a architecture. - Mem. Acad. Roy. Pies. Divers. Savants, v. 7. Crampin S. (1978). Seismic wave propagation through a cracked solid: polarization as a possible dilatancy diagnostic. - Geoph. J. R. Astron. Soc, v. 53, 467-496. Davis E.H. (1968). Theories of plasticity and the failure of soil masses. In: Soil Mechanics. Selected Topics (Lee I.K., ed.). - London: Butterworths, 341-380. De Boer R., Ehlers W. (1990). The development of the concept of effective stresses. - Acta Mechanica, 77-92. Desroches J., Detournay E., Lenoach В., Papanastasiou P., Pearson J.R.A., Thiercelin M., Cheng A. (1994). The crack tip region in hydraulic fracturing. - Proc. R. Soc. Lond. A 447, 39-48. Detournay E., Fairhurst C. (1987). Two-dimensional elastoplastic analysis of a long, cylindrical cavity under nonhydrostatic loading. Int. J. Rock Mech. Min. Sci. and Geomech. Abstr., v. 24, No 4, 197-211. Dongarrd G., Martinelli G. (1995). Migration processes of radon towards the Earth surface: implications for the prediction of seismic and volcanic events. - Proc. Scientific Meeting on the Seismic Protection. Spagna V., Schiavon E., eds. Regione del Veneto, Dept. Geol., 141147. Economides M., Hill A.D., Ehlig-Economides Ch. (1994). Petroleum Production Systems.- Englewood Cliffs, PTR Prentice Hall, 611 pp. Economides M.J., Nolte K.G., eds. (1987). Reservoir Stimulation. Houston: Schlumberger. Elsasser W.H. (1969). Convection and stress propagation in the upper mantle. - In Application of Modern Physics to Earth & Planet. Interior, NY, Wiley, 223-246. Fischer A.G., Judson Sh., eds. (1975). Tectonics. - Princeton University Press. Petroleum and Global 159.

160.

161.

162. 163.

164.

165.

166. 167. 168.

169.

170.

171.

172. 173.

174. 175.

176. 177.

178.

179. 180.

181.

182.

183. 184.

Foda M.F., Mei C.C. (1983). A boundary layer theory for Rayleigh waves in porous fluid-filled half space. - Int. J. Soil Dynamics and Earthquake Engng, v. 2, No 2, 62-65. Garg S.K., Nayfeh A.N., Geod A.J. (1974). Compressional waves in fluid-saturated elastic porous media. - J. Appl. Phys., v. 45, No 5, 1968-1974. Glansdorff P., Prigogine 1.(1971). Thermodynamic Theory/ of Structure, Stability and Fluctuation. - London: Wiley, 306 pp. Gomes L., Graves L. (1962). Stabilization of beach sand by vibrations. - Highway Research Board, Washington D. C, Bull. No 325, 44-54. Grasso J.R., Wittlinger G. (1990). Ten years of seismic monitoring over a gas field. - Bull. Seism. Soc. America, v. 80, No 2, 450-473. Hacker B.R., Christie J.M. (1990). Brittle/ductile and plastic/cataclastic transitions in experimentally deformed and metamorphosed amphibolite. - In: The Brittle-Ductile Transition in Rocks, Wash. D.C.: Amer. Geoph. Union, 127-147. Hall C D., Harrisberger W.H.(1970). Stability of sand arches: a key to sand control. - J. Petrol. Technol, v. 22, July, 821-829. Handin J., Carter N. (1980). Rheological properties of rocks at high temperatures. - In: Proc. 4th Int. Congr. Rock. Mech, Montreux1979, v. 3, Rotterdam, Balkema Publ. 97-106. Hauksson E. (1981). Radon content of groundwater as an earthquake precursor: evaluation of worldwide data and physical basis. - J. Geophys. Res., v. 86, 9397-9410. Healy J.H., Rubey W.W., Griggs D.T., Rayleigh C.B. (1968). The Denver earthquakes. - Science, v. 161, p. 1301. Hyndman R.D., Vanyan L.L. Marquis G., Law L.K. (19-93). The origin of electrically conductive lower continental crust: saline water or grafite? - Physics of the Earth and Planetary Interiors, v. 81, 325-344. Islam M.R., Farouq Ali S.M. (1994). Numerical simulation of emulsion flow through porous media. - J. Canad. Petrol. Techn., v. 33, No 3, 59-63. Kirby S.H., Kronenberg A.K. (1984). Deformation of clinopyro-xenite: evidence for a transition inflow mechanics and semibrittle behavior. - J. Geophys. Res., v. 89, No B5, 3177-3192. Knauss W.G., Ravi-Chandar (1985). Some basic problems in stress wave dominant fracture. - Int. J. Fracture, v. 27, 127-143. Kolsky H. (1973). The stress pulses propagated as a result of the rapid growth of brittle fracture. - Engng Fracture Mech., v. 5, 513-522. 185. 186. 187.

188.

189.

190.

191.

192. 193. 194. 195.

196. 197.

198. 199.

200. Kurtia K., Fujii N. (1979). Stress memory of crystalline rocks in acoustic emission. - Geophys. Res. Lett., v. 6, No 1,9- 12. Lake L.W. (1989). Enhanced Oil Recovery. - Englewood Cliffs NY;

Prentice Hall, 550 pp. Lopukhov G.P., Nikolaevskiy V.N. (1995). The role of acoustic emission at vibroseismic stimulation of waterftooded oil reservoirs. Improved Oil Recovery, Proc. 8th Symp., v. 2, Vienna. Martel D.J., Deek S., Dovenyi P., Horwath F., O'Nions R.K., Oxburg E.R., Stegena L., Stute M. (1989). Leakage of helium from Pannonia basin. - Nature, v. 342, 908-912. Mathews D.H. (1984). Profiles of vertical reflected waves around the British Islands. - Reports of the 27th Internat. Geol. Congress, Section C.08, v. 8, Moscow: Nauka. 3 - 9. McGarr A., Spottiswoode S.M., Gay N.C. (1979). Observa-tions relevant to seismic driving stress, stress drop and efficiency. - J. Geophysic. Res., v. 84, No B5, 2251-2261. McNamee G., Gibson R.E. (1960). Displacement functions and linear transforms applied to diffusion through porous elastic media. - Quart. J. Mcch. Appl. Math., v. 13, 98-111. Mead W.J.(1925). The geologic role of dilatancy. - J.Geol., v. 33, 685-678. Meissner R. (1986). The continental crust: A geophysical approach. Orlando: Academic Press, 426 pp. Melosh J. (1977). Shear stress on the base of a lithosphere plate. Pure and Applied Geophysics, v. 115, No 1-2, 429-439. Mercier J.C.C. (1980). Magnitude of the continental lithospheric stresses inferred from rheomorthic petrology. - J. Geophys. Res., v. 85, No Bl 1,6293 - 6303. Merzer A.M., Freund R. (1976). Equal spacing of strike-slip faults. Geophys. J. Roy. Astr. Soc, v. 45, 177-188. Meyer K., Olsson R., Kulhanek O. (1984/85). High-velocity migration of large earthquakes along the Azores-Iran plate boundary segment. - Pure and Appl. Geophys., v. 122, 831-847. Morgan WJ. (1972). Convection plumes and plate motions. - Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 56, 203-213. Nikolaevskii V.N. (1985). Mechanics of fluid-saturated geomaterials: Discusser's report. - Mechanics of Geomaterials. (Bazant Z., ed.), New-York: J.Wiley & Sons, 379-401. Nikolaevskiy V.N. (1990). Mechanics of Porous and Fractured Media. - Singapore: World Scientific, 472 pp.

201.

Nikolaevskiy V.N. (1993). Extraterrestrial induced multi-years cycles in geophysical,geochemical and biological parameters. - In: Radon Monitoring in Radioprotection, Environmental and Earth Sciences (Furlan G. and Tommasino L., eds.). Singapore, World Scientific, 401-417. Nikolaevskii V.N., Rice J.R. (1979). Current topics in non-elastic deformation of geological materials. - In: High-Pressure Science And Technology, New-York: Premium Publ. Corp., v. 2, 455-464. Nikolaevskii V.N., Soinov B.E. (1978). Heterogeneous flows of multicomponent mixtures in porous media - Review. - Int. J. Multiphase Flow, v. 4, 203-217 Nur A. (1974). Tectonophysics: the study of relations between deformation and forces in the Earth. - Adv. Rock Mech., v. 1, Part A, Wash. D.C. Nur A. (1974). Matsushiro (Japan), earthquake swarm: confirmation of the dilatancy- fluid diffusion model. - Geology, May, 217-221. Paterson M.S. (1978). Experimental Rock Deformation - Brittle Field. - Berlin-Heidelberg-New-York: Springer, 254 pp. Parameswaran V.R., Paradis M., Handa Y.P (1989). Strength of frozen sand containing tetrahydrofuran hydrate. - Can. Geotech. J., 479-483. Pride S.R., Morgan F.D. (1991). Electrokinetic dissipation induced by seismic waves. - Geophysics, 914-925. Pucknell J.K., Behrmann L.A. (1991). An investigation of the damaged zone created by perforating. - SPE 22811, Dallas: Soc. Petr. Eng. 66th Annual Conf., 511-522. Raghavan R. (1993). Well Test Analysis. - Englewood Cliffs, NS Prentice Hall, 558pp. Ranalli G. (1986). Rheology of The Earth. - Boston: Allen and Unwin, 366 pp. Rau G., Chaney R.C. (1988). Triaxial testing of marine sediments with high gas contents. - ASTM STP 977, Philadelphia, 338-352. Reynolds O. (1885). The dilating of media composed of rigid particles in contact. - Phil. Magazine, v. 20, No 127, 469-481. Rice J.R. (1978). Thermodynamics of quasi-static growth of Griffith crack. - J. Mech. Phys. Solids, v. 26, No 2, 61 - 78. Richter F.M., McKenzie Dan, (1984). Dynamical models for melt segregation from a deformable matrix. - J. Geology, v. 92, 729-740. Rowe M.M., Gettrust J.F. (1993). Fine structure of methane hydratebearing sediments on the Blake Outer Ridge as determinated from deep 202.

203.

204.

205. 206. 207.

208. 209.

210. 211. 212. 213. 214. 215. 216.

28 Загаз № 217.

218. 219.

tow multichannel seismic data. - J. Geophys. Res., v. 98, No Bl, 463473. Rudnicki J.W., Rice J.R. (1975). Condition for localization of deformation in pressure sensitive dilatant materials. - J. Mech. Phys. Solids, v.23, No 6, 371-394. Rutter E.H. (1983). Pressure solution in nature, theory and experiment. - J. Geol. Soc. London, v. 140, 725-740. Sahimi M. (1993). Fractal and superdiffusive transport and hydrodynamic dispersion in heterogeneous porous media. - Transport in Porous Media, v. 13, 3-40. Satake M. (1968). Some considerations on the mechanics of granular materials. - Mechanics of Generalized Continua. Berlin: Springer, 156-159. Scheidegger A.E. (1964). Statistical hydrodynamics in porous media. Advances Hydroscience, v.l, New-York, London: Acad.Press, 161181. Schock R.N., Louis H. (1982). Strain behavior of a granite and a graywacke sandstone in tension. - J. Geophys. Res., v.87, No B9, 7817-7823. Schock R.N., Hanson M.E., Swift R.P., Walton O.R. (1980). In situ fracture related to energy and resource recovery. - In: "High-pressure Sci.Techn." (Vodar В., Marteau Ph., eds.), Pergamon, 902-912. Scholz C.H., Sykes L.E., Aggarwal Y.P. (1973). Earthquake prediction: a physical basis. - Science, v.181, No 4102, 803-810. Selby R.J., Farouq Ali S.M. (1988). Mechanics of sand production and flow of fines in porous media. - J. Canad. Petroleum Technology, v.27, No 3, 55-63. Sibson R.H. (1982). Fault zone models, heat flow and the depth distribution of earthquakes in the continental crust of the United States. Bull. Seism. Soc. America, v.72, No 1, 151-164. Soo H., Radke С J. (1984). The flow mechanism of dilute, stable emulsion in porous media. - Ind. Eng. Chem. Fundam., v.23, 342-347. Sterling A., Smets E. (1971). Study of earth tides, earthquakes and terrestrial spectroscopy by analysis of the level fluctuations in a borehole at Heinbaart, Belgium. - Geophys. J. Roy. Soc. Astr. Soc, v.23, 225 242. Streltsova T. D. (1988). Well Testing in Heterogeneous Formations. New York: Wiley & Sons, 413 pp.

220.

221.

222.

223.

224. 225.

226.

227. 228.

229.

230.

231.

232. 233. 234.

235. 236. 237. 238.

Swolfs H. S., Walsh J. B. (1990). The theory and prototype development of a stress-monitoring system. - Bull. Seism. Soc. Amer., v. 80, No 1, 197-208. Tretyakova S. P., Ishankuliev J., Pazylov M., Feisyllaev A. A., Gyliev I. S., Chirkov A. M. (1993). The investigations of subsoil radon fields in USSR. - In: Radon Monitoring in Radioprotection, Environmental and Earth Sciences. (Furlan G., Tommasino L., eds.) Singapore: World Scientific, 328 - 350. Traesdell C, Toupin R. (1960). The classical field theories. - In: Hcidbuch der Physik, v.III/1, Berlin: Springer-VerLag. Tullis J., Yund R. A. (1977). Experimental deformation of dry Westerly granite. - J. Geophys. Res., v. 82, No 36, 5705 - 5718. Tullis J., Yund R. A. (1980). Hydrolitic weakening of experimentally deformed Westerly granite and Hale albite rock. - J. Struct. Geology, v. 2, No 4, 439-451. Walsh J. B. (1965). The effect of cracks on uniaxial compression of rocks. - J. Geophys. Res., v. 70, No 2, 399-411. Wahr J. M. (1985). Deformation induced by polar motion. - J. Geophys. Res., v.90, No Bl, 9363-9368. Warren J. E., Root P. J. (1963). The behavior of naturally fractured reservoirs. - J. Soc. Petrol. Engrs., v. 3, No 3. Zoback M.D., Healy J.H. (1992). In situ stress measurements to 3.5 km depth in the Cajon-Pass scientific research borehole: implication for the mechanics of crystal faulting. - J. Geophys. Res., v. 97, No B4, 5039-5057.

28* ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ АВПД 340 автомодельные решения 193, 415 автономия 65 акустические сигналы 58 -давление 223 -приближение 21 -шум 303 -эмиссия 71, 290, 313, 386 активизация разлома 368 алмазы 327 альтернирующий тензор 87 амфиболит 69, 311, 328, 329 анализ размерностей 86 анизотропия 86, 149, 241, 252, 318, 349, 353 анималистский календарь 404 антиклинали 366 арка 353 асейсмичность 403 асимметрия 13 астеносфера 316, 387, 394 аттрактор Хаусдорфа 287 афтершоки 368, 384, 386 базальт 69, 72, 253, 311, 332, 358 бактерии 342 баланс газа 206 - импульса 13, 74 - масс 12, 74, 200 - момента импульса 15, 87, 149, 364, 396 - полной энергии 22, 77, 206 - тепла 67 баллы 379 баротропия 85 "белый шум" 264 бигармонический оператор 108 бифуркации 43, 326, 378 блоки 413 бурение 351, 354 436 вариации 64 вектор-ориентир 88, 150 ветвление 370 взаимопроникающие среды 73, 165 взрыв 234, 291, 313 - камуфлетный 242, 371 - коротко-замедленный 259 - подземный 249 - химический 243 - ядерный 183, 243, 253, 265, 416 вибрации 289, 292, 304, 411 вибровязкость 299, 301 влажность 314, 412 внутреннее разрушение 58 внутреннее трение 35 внутренний масштаб 29, 177, 281, 414 внутренняя работа 23 внутренняя энергия 22 водород 346 воды геотермальные 330 водная пленка 208 волновод 320, 334, 403 волны Р 97.338 волны S 96, 338 - уединенные 395, 413 вращение 404 вулканы 333, 339 вязкоупругость 64 вязкость 66, 359, 387 выброс 353 выпучивание 397 газовые месторождения 417 газы - мантийные 327 гелий - 327, 384 геодинамика 225 геотерма 331 гидравлический датчик гидроразрыв 125 гидроупругость 147 гипоупругость 18 гипоцентры 359, 404 глина 215, 219 голография 381 горный удар 373 горст 326 горячие точки 359 грабен 341 гравитация 373 гранит 39, 69, 72, 254, 267, 314, 381, 397 граница Мохоровичича 316, 320 грунтовые воды 130, 388, 415 графит 342 давление "схождения" 188 - гидроразрыва 129 - давление обжима 38 движение броуновское 178 двойная пара сил 367 двойникование 375 двойной электрический слой 211 дебит 292 депрессия 139 детачмент 322 десорбция 298 диапиры 340 дилатансия 32, 124, 203, 232, 241, 245, 312, 376, 383, 384 - льда 209 - скорость 32, 57, 117, 232 - угол 41 - условие 40,123, 244 динамическая прочность 254 диполь 217, 222, 367 дисперсия 72, 175, 182, 263, 268, 270, 274, 276 - второй Р-волны 271 диссипация 62, 79, 390 диссоциация 205 "дифференциальная" конденсация дифференциальные напряжения 203 диффузия 200, 315, 386, 393 диффузный слой 211 доминантная частота 259, 292, 296, 299, 411 дрейф континентов 356 дренаж 109 дренажная галерея 143 дробление 256, 308, 376, 389 - зерен 149 заводнение 215, 418 закон "турбулентных" течений 91 закон Дальтона 76 закон Дарси 89, 167 - обобщенный 155, 205 "замороженное" состояние 97, 100 -скорость 261 затухания декремент 267 - коэффициент 277 землетрясение 266, 291, 293 землетрясений очаги 368 земная кора 265, 317 - нижняя 325 известняк 38, 69, 72, 276 "извилистость" 176 изгиб 364, 368, 395 излучение волн 256 изгибная жесткость 366 изосейста 379 изостазия 362 изотерма Генри 180 изотерма Лангмюра 180 импульсная нагрузка 231 инверсия скоростей 323 индикаторная линия 145, 150 инерционные потери 90, 221 интеграл дилатансии 245 - контурный 66 интеграл пористости 124 интегральный экспоненциал 141 интрузия 325, 332, 358 ионосфера 216 истечение 181 истинные напряжения 74 источники 81, 151 каменная соль 345 капиллярная релаксация 157 капиллярные силы 156 каталастическое состояние 321, 369 квадриполь 222 квазистационарное решение 792 кварц 343 керамизация 327 кероген 361 кинетические коэффициенты 82, 212 кимберлиты 326 кластеризация 297 коллинеарность 41 кольцевые напряжения 123, 233, 248 консолидация 251, 387 контактная зона 170 "контактная" конденсация 189 континуальная текучесть 31 контур "питания" 143, 153 концентрация напряжений 70, 128, 375 коррозионная пластичность 309, 315 коэффициент - Грюнайзена 30 - Пуассона 111, 365 - пьезопроводности 113 - фильтрации 130 кривизна 353 кристаллическая решетка 310 критическое состояние 238 круги Мора 46 ликвидус 204, 356 линии тока 191 литостатические силы литостатическое давление 114, 243, 317 литосфера 306, 316, 356, 387, 394 локализация 47, 61, 235, 386 локальный тензор 220 магма 326, 333 магнитотеллурия 324 магнитуда 371, 374, 379, 385, 404, 408, 417 мантия 316, 329, 334, 356 массообмен 184 мезосфера 316, 356 мерзлый грунт 199 метаморфизм 339 метан 339 метод Борисова 152 - Мак-Нами и Гибсона 108 - Чарного 153 месторождения 344 микровращение 14, 57 микропузырьки 163 микроструктура 256, 278, 288, 413 микрошероховатость 221 микроэмульсия 197, 297 милониты 310 модули упругие 18 модуль Юнга 114, 365 модуляция 280 молекулярная диффузия 175 момент инерции 15, 87 момент межфазовых сил 87 моментное напряжение 16, 280, 285 мониторинг 389, 399 нагружение нейтральное 35 - пропорциональное 37 накопление конденсата 192 напряжений - сброс 307, 370 - эллипс 53 насыщенность 155, 389 неассоциированное течение 32 нейтральное нагружение нелинейная диффузия 128 нелинейные волны 102, 387 нелинейные эффекты 174, 248, 279, 280, 298, 416 необсаженная скважина 120 неустойчивость 194, 203, 235, 263, 328, 352, 383 - будинная 240 нефтеотдача 296 нефтяные капли 292 нодальные плоскости 322, 367 обмен теплом 92 - энергией 284 обобщенная реологическая модель 28 обобщенный напор 218 обсадная колонна 148 океаническая кора 332, 378 оператор Буссинеска 261 - Лапласа 257 - Шредингера 286 ориентированное сечение 13 осреднение 10, 175 остаточная нефть 294 ось вращения 356, 401 оттаивание 199 палеопьезометрия 337, 375 параметр упрочнения 35 PVT-бомба 185, 188 первая моды 99 перегрузка 254 переменная Больцмана 136 переток масс 166 перидотит 312, 319 периодичность 399, 402 перфорация 148 песок 265, 276, 289 песчаник 69, 72, 93, 117, 215, 267, 276 петрология 356 плавление 313 - частичное пласт наклонный 134 пластичность 66 пластический модуль 236, 237 пластический потенциал 34 плита 68 плоская пластичность 40 поверхностная текучесть 34 - энергия 63 поверхность скольжения 43 поврежденность 71, 351 повторяемости закон 388 подземная полость 229 - газовое хранилище 272 подстановка Больцмана 194 показатель адиабаты 242 ползучесть 120, 208, 285, 309, 313, 363, 394 полное напряжение 74, 112, 165 полоса скольжения 56 полупроницаемость 131 полухрупкость 310 поляризация 265 поправки Био 92 пористость 94 - двойная 165 поровое давление 74, 112 пороговый градиент 218 поротермоупру гость 80 поршень 84,106 потенциал 179, 257 - упругий 67, 285 правило фаз Гиббса 187 предвестник 256, 384, 410 предельное условие 116 преобразование годографа 219 приливы 313, 388, 403 принцип Кюри 27, 82 приток энергии 388 продуктивность скважины 144, 298 производная Олдройда 19, 260 производство энтропии 26, 81 проницаемость 89, 253 "пропорциональное" нагруже ние 37 пространство напряжений 57 прочность 388 прогноз землетрясений 383, 392 пространство напряжений 57 прочность 208 псевдопластичность 310 пузырьки газа 204, 298 пульсации 776, 406 пьезопроводность 112, 386 - нелинейная 134 - уравнение 134 равновесие массива 774 "равновесное" состояние 97, 100 - скорость 261 радионуклеиды 183 радон 347, 384, 408 разгрузка 35, 237 разжижение 380 разлом 291, 320, 378 - землетрясения 372 - листрический 322, 324, 349 - мантии 327 - непроницаемый 328 - распределение 375, размерность 777 разрушение 229, 306, 317, 372, 380 - кинетика 256 - классификация 307 - хрупкое 61 - фронт 233 разрыв 20, 61, 83, 161, 244 разрыхление 202, 245 - песков 245 раскалывание 308 расстановка скважин 757 раствор соли 200, 211 растворение под давлением 309 растворенный газ 96, 164 растяжение 68, 361 расщепление 278 резонанс 259, 263, 282, 289, 291, - стратификационный 266 резонансные колонны 267 релаксационное состояние 97 релаксация 182, 186, 229, 261, 268, 287, 394 реология 24, 65, 209 - Максвелла 27 ретроградная конденсация 185 рециркуляция 193 ритмы вод 406 - биологические 407 - газов 407 - гравитации 407 рифт 324, 358, 378 рой землетрясений 377 руды 344 рыхление 245 сверхкритическое состояние 797 сверхпластичность 309 свободная энергия 24, 62 - пробег 178 сдвига полоса 308 серпентинит J77, 319, 333 сейсмичность наведенная 417 сейсмические колебания 214 -луч 390 - момент 370 - скорости 204 - спектр 265 - риск 259 - энергия J77 сейсмоаномалия 382 сейсмовибратор 294 сейсмоотражатели 349 сейши 380 сечение ориентированное 13 сжимаемость 80, 225 - пласта 134 сила взаимодействия 75 синклинали 365 скважина глубокие 323, 349 складки 366 скольжение 46, 61, - прерывистое 308, 312, 387 скорость деформации 19, 217, 308, 312 - групповая 281 - предельная 72 - разрушения 369 - света 217 - фильтрации 89 солидус 203, 356 солитон 281, 399, 414 Солнечная система 405 соотношение Гиббса 25 спектр 260 спин 54 спрединг 358 "стабилизированная" зона 162 стационарные течения 67, 143 сток 151 сточные воды 389 структура скачка #5 субдукция 358, 402 сухое трение 31, 308 сферическая симметрия 242 сцепление 31 твердая матрица 76 тектоника плит 357 тектонические волны 393, 403 - напряжения 228 - разлом 129, 147 - энергия 368 температура 225 - гомологическая 313 тензор сопротивления 86 теория Онзагера 26, 81, 212 тепловое расширение 80 теплопроводность 200 термодинамика 22, 77 термодинамический потенциал 25 термоупругость 25, 275 течения идеального газа 174 топография 364, 401 трещина 63, 127, 217, трещиноватость 165 трещиностойкость 68, 372 триггер 394, 414, 418 турбулентность 220, 221 "турбулентный" закон 147 туф 258 углеводороды 339 ударный фронт 84, 244, 251, 256 удельный объем 30, 78 ультразвук 278, 282, 289, 291, 298, 299, 380 упрочнение 35, 353 упругие модули 18 упругопластичность 122, 230 уравнение Бернулли 76 - Бесселя 150 - Буссинеска 130 - Бюргерса 104 - Гельмгольца 239 - Гиббса 79 - конвекции 163 - Кортевега-де Вриза 261 - Лайтхилла 222 - Лапласа 143,151 - Лейбензона 135 - простых волн 198 - Син-Гордона 413 - состояния 18, 30, 123 - Фурье 131 - характеристик 159 - Шредингера 281 усиление колебаний 263 условие Биверса-Джозефа 85 - Данкуертца 181 - изэнтропичности 85 - совместности 121 устойчивость 161, 229, 329, 336, 347, 350 фазовое сопротивление 156 фазовые проницаемости 156, 296 фазовый переход 202, 320, 329, 331, фильтрационная консолидация 106 - сопротивление 149 - напор 130 - диссипация 370 флюидизация 340 флюксоны 337 формула Альманси 19 - Дюпюи 143 форшоки 377, 384 фронт вытеснения 161, 193 - заводнения 154 функция Бесселя 172, 227 - Лейбензона 135, 138, 174 - распределения 159 - тока 179 - Уиттекера 172 характеристики скоростей 45, 61 характерный размер 10 химические степени свободы 186 - потенциал 186 холодное давление 30 - энергия" 30 хромотография 183 цунами 380 Чандлерово блуждание 356, 401 частичное плавление 204 "черные курильщики" 345 числа Вольфа 400 число Пекле 178 - Прандтля - Рейнольдса 91, 178, 223 шахты 418 шероховатость 389 шум 220, 285 эволюция 260 экология 183 эклогит 318, 329 электрическое поле 214 электродвижущая сила 213 электрокинетика 212 электромагнитная эмиссия 216, 384 электромелиорация 215 электроосмос 211 электропроводность 213, 342, 384 элементарный объем 10 эллипс напряжений 53 эндогенные процессы 360 энтропия 23, 79 эффект дробления 118 - Кайзера 386 - Манделя-Крайера 7/5 - Ребиндера 314 - "сверхнагрева" 201 - "сверхохлаждения" 201 - температуры 210 эффективная теплоемкость 200 - давление 111 - напряжение 76,111, 116, 165, 343 ядро Земли СОДЕРЖАНИЕ ПРЕДИСЛОВИЕ ВВЕДЕНИЕ ГЛАВА 1. ДЕФОРМАЦИИ И РАЗРУШЕНИЕ ГЕОМАТЕРИАЛОВ 1.1. Принципы континуальной механики 1.1.1. Процедура осреднения 1.1.2. Динамические балансы 1.1.3. Кинематика и определяющие законы 1.1.4. Условия на границах и разрывах 10 12 17 20 22 26 29 31 33 37 40 43 47 48 51 54 57 58 61 62 63 65 68 70 5 1.2. Термодинамика и реология геоматериалов 1.2.1. Энергетический анализ 1.2.2. Производство энтропии и вязкоупругость 1.2.3. Термодинамика ударных переходов 1.3. Дилатансионная упругопластичность геоматериалов 1.3.1. Понятия трения и дилатансии 1.3.2. Законы пластического течения 1.3.3. Данные трёхосных испытаний 1.3.4. Плоские пластические состояния 1.3.5. Условия на поверхностях скольжения 1.3.6. Дилатансия внутри полосы локализации Эффекты поворота частиц в гранулированных средах 1.4.1. Круг Мора при асимметрии напряжений 1.4.2. Пространственная кривая напряжений 1.4.3. Дилатантная кинематика с учетом микровращения 1.4.4. Условие дилатансии с учетом микровращения 1.4.5. Пластические повреждения в плоских образцах Хрупкое разрушение горных пород 1.5.1. Термодинамика разрушающегося тела 1.5.2. Критерий упруго-хрупкого разрушения 1.5.3. Рост трещины в диссипативной среде 1.5.4. Автономия процесса в вершине трещины 1.5.5. Концепция трещиностойкости геоматериала 1.5.6. Разрушение при трехосных испытаниях 1.4.

1.5.

ГЛАВА 2. МЕХАНИКА НАСЫЩЕННОГО МАССИВА 2.1. Взаимопроникающие среды 2.1.1. Динамика насыщенных пористых сред 2.1.2. Термодинамика пористых насыщенных сред 2.1.3. Рост энтропии и кинетические соотношения 2.1.4. Условия на границах и подвижных разрывах 73 77 81 2.2.

Микроструктура и проницаемость 2.2.1. Анизотропия фильтрационного сопротивления 2.2.2. Закон Дарси и его нарушения 2.2.3. Проницаемость и пористость Динамическая пороупругость 2.3.1. Линейная волновая динамика 2.3.2. Волновая динамика "мягких" массивов 2.3.3. Слабые нелинейные волны Поровое давление и наведенные деформации насыщенных массивов 2.4.1. Деформации насыщенных массивов 2.4.2. Деформации насыщенного слоя 2.4.3. Пьезопроводность насыщенных пластов Гидроразрушение и гидроразрыв пласта 2.5.1. Необратимое деформирование насыщенных массивов 2.5.2. Пластическая окрестность скважины 2.5.3. Гидроразрыв пласта 86 89 93 94 99 102 105 109 112 116 120 2.3.

2.4.

2.5.

ГЛАВА 3. ГИДРОДИНАМИКА ПЛАСТА 3.1. Основные нестационарные течения однородных флюидов 3.1.1. Гидравлика грунтовых вод 3.1.2. Подземные потоки при упругом режиме 3.1.3. Нестационарные течения в пластах 3.1.4. Процесс восстановления порового давления Стационарные течения и расстановка скважин 3.2.1. Продуктивность работающих скважин 3.2.2. Эффект перфорации скважин 3.2.3. Наведенная анизотропия проницаемости 3.2.4. Расстановка скважин на месторождениях Двухфазные течения в пластах 3.3.1. Условия на фронте вытеснения 3.3.2. Двухфазная гидродинамика 3.3.3. Одномерная плоское течение смеси 3.3.4. Структура фронтальной насыщенности 3.3.5. Схема равных фазовых скоростей Течения в трещиноватых пластах 3.4.1. Напряжения в пластах двойной пористости 3.4.2. Балансы и переток масс 3.4.3. Зоны изменений давлений '. 3.4.4. Нестационарный приток к скважине из трещиноватого пласта 3.4.5. Нелинейные эффекты при трещиноватости пористого пласта Фильтрационно-конвективная диффузия 3.5.1. Осреднение полей концентраций 3.5.2. Тензорный коэффициент диффузии 3.5.3. Экспериментальные параметры диффузии 130 132 136 140 143 148 149 151 154 155 158 160 163 165 166 167 171 174 175 176 3.2.

3.3.

3.4.

3.5.

3.5.4. Рекомендации к дисперсии в плоскости 3.5.5. Адсорбция и проблемы экологии ГЛАВА 4. С Л О Ж Н Ы Е П Р О Ц Е С С Ы В ПЛАСТАХ 4.1. Взаиморастворимые и газоконденсатные течения 4.1.1. Гидродинамика взаиморастворимых смесей 4.1.2. Закон равновесия гетерогенных смесей 4.1.3. PVT-моделирование пласта 4.1.4. Продуктивность газоконденсатных скважин 4.1.5. Процесс рециркуляции газа 4.1.6. Осцилляции в газоконденсатных потоках 4.1.7. Микроэмульсионный перенос масс 4.2. Механика мерзлого и газогидратного грунта 4.2.1. Оттаивание мерзлого грунта 4.2.2. Газогидратные грунты 4.2.3. Процесс диссоциации газогидратов 4.2.4. Прочность мерзлого грунта 4.2.5. Прочность и дилатансия льда 4.3. Электрокинетические эффекты 4.3.1. Двойной электрический слой 4.3.2. Стационарная электрокинетика 4.3.3. Волновая электрокинетика 4.3.4. Граничные условия 4.3.5. Электромагнитная эмиссия 4.3.6. Течения с пороговым градиентом Физические измерения в скважинах 4.4.1. Акустический шум в газовых скважинах 4.4.2. Реакция скважин на тектонические события Разрушение дилатирующих геоматериалов 4.5.1. Динамика подземной полости 4.5.2. Локализация сдвига 4.5.3. Бифуркации будинажа и системы полос 4.5.4. Наведенная дилатансионная анизотропия 179 184 186 188 190 193 194 197 199 202 205 208 211 212 214 215 21 fa 4.4.

220 4.5.

229 235 239 ГЛАВА 5. ВЗРЫВЫ И С Е Й С М И К А МАССИВОВ 5.1. Элементарная теория подземного взрыва 5.1.1. Постановка проблемы 5.1.2. Дилатансионные кинематические интегралы 5.1.3. Численный расчет камуфлетного взрыва 5.1.4. Взрывные эксперименты 5.1.5. Динамическая прочность геоматериалов Фронты и эволюция сейсмических волн 5.2.1. Динамика излучения упругих волн 5.2.2. Оценка сейсмического риска 5.2.3. Эволюция сейсмического спектра 242 245 247 251 5.2.

256 258 5.2.4. Доминантная частота как резонансное явление 5.2.5. Макроструктурные волновые эффекты 5.2.6. Диссипация волн 5.3. Сейсмика газовых и нефтяных месторождений 5.3.1. Релаксация волн сдвига 5.3.2. Два типа Р-волн 5.3.3. Контакт газ-жидкость в пористой среде 5.3.4. Эффекты газонасыщения 5.3.5. Эффект вязкости пористой матрицы Микроструктурные трансформации и генерация волн 5.4.1. Одномерная микроупругая динамика 5.4.2. Модуляция высоких частот 5.4.3. Длиннокоротковолновой резонанс (ДКВР) 5.4.4. Сейсмоультразвуковой переток энергии 5.5.3. Вибродобыча остаточной нефти 5.5.4. Фазовые проницаемости при вибрациях 5.5.5. Использование резонансных эффектов 5.5.6. Лабораторные испытания и оценка виброметода 5.5.7. Роль глубинного акустического шума 263 265 266 268 269 272 273 275 278 280 282 292 294 296 298 301 5.4.

ГЛАВА 6. СТРУКТУРА И РЕОЛОГИЯ ЛИТОСФЕРЫ 6.1. Прочность геоматериалов в глубинных условиях 6.1.1. Стандартные испытания горных пород 6.1.2. Поинтервальная классификация конечного разрушения 6.1.3. Псевдопластическое (катакластическое) разрушение 6.1.4. Температурные и скоростные эффекты 6.1.5. Эффекты присутствия воды Строение земной коры 6.2.1. Земная кора как часть литосферы 6.2.2. Сейсмические данные для трещиноватости земной коры 6.2.3. Разломы земной коры 6.2.4. Волноводы земной коры 6.2.5. Нижняя катакластическая кора Граница Мохоровичича как непроницаемый экран 6.3.1. Корово-мантийный петрологический переход 6.3.2. Геотермальные воды и их эффекты 6.3.3. Почему океаническая кора тоньше ? 6.3.4. Хрупкое разрушение верхней мантии 6.3.5. Термовязкое размягчение массивов 6.3.6. Строение астеносферы Флюидодинамика земной коры 6.4.1. Дилатансионная пустотность и аккумуляция флюидов 6.4.2. Флюиды мантии и осадочные бассейны 6.4.3. Мобилизующее влияние воды на тектонику 6.4.4. Перенос минералов и напряжения литосферы 6.4.5. Радоновый индикатор водных потоков 306 308 310 313 314 316 318 321 323 325 328 330 332 334 335 337 339 341 343 344 6.2.

6.3.

6.4.

6.5.

Сверхглубокое бурение и устойчивость скважин 6.5.1. Глубокие скважины для изучения коры 6.5.2. Устойчивость ствола скважины 6.5.3. Бурение и тектоническая анизотропия 347 350 ГЛАВА 7. ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ 7.1. Глобальная динамическая тектоника 7.1.1. Строение Земли в целом 7.1.2. Представления шштовой тектоники 7.1.3. Эндогенные процессы 7.1.4. Принцип изостазии 7.1.5. Изгиб слоев и литосферы в целом Основные понятия механики землетрясений 7.2.1. Модели очага 7.2.2. Оценки энергии землетрясений 7.2.3. Система разломов литосферы 7.2.4. Действие землетрясения Дилатансия и предвестники землетрясений 7.3.1. Изменения сейсмических волн 7.3.2. Дилатансионное рыхление разломов землетрясений 7.3.3. Предвестники землетрясений 7.3.4. Расширение зон поврежденное™ 7.3.5. Мониторинг землетрясений 7.3.6. Прогноз землетрясений для Памира Крупномасштабные тектонические волны 7.4.1. Тектоническая диффузия напряжений 7.4.2. Тектонические уединенные волны 7.4.3. Глобальная геофизическая периодичность 7.4.4. Циклы субдукционной сейсмичности Волны быстрых тектонических изменений 7.5.1. Эмиссия радона и тектоника 7.5.2. Волны быстрых предвестников 7.5.3. Волны поворотов во фрагментированных массивах 7.5.3. Наведенные деформации и сейсмичность 355 357 360 362 364 367 370 374 7.2.

7.3.

380 382 384 386 389 392 393 395 399 402 408 410 413 417 419 7.4.

7.5.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ НАУЧНОЕ ИЗДАНИЕ Николаевский Виктор Николаевич ГЕОМЕХАНИКА И ФЛЮИДОДИНАМИКА Заведующий редакцией Т.К. Рубинская Редактор В.Н. Слесаренко Переплет художника В.Н. Быкова Технический редактор Г.В. Лехова ИБ № Лицензия ЛР № 010145 от 24 декабря 1992 г. Подписано в печать с репродуцированного оригинал-макета 07.06.96. Формат 60x88 V[6. Бумага офсетная № 1. Гарнитура "Тайме". Печать офсетная. Усл.печ.л. 27,44. Уч.-изд.л. 28,0. Тираж 1000 экз. Заказ № 1 4 9 7 /4503-2. Набор выполнен на компьютерной технике АО "Издательство "Недра". 125047, Москва, Тверская застава, Смоленская областная ордена "Знак Почета" типография им. Смирнова 214000 г. Смоленск, проспект им. Ю. Гагарина, 2.

Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 ||



© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.