Литолого-петрофизические характеристики пород, флюидный и геодинамический режимы крипового сегмента разлома Сан-Андреас (Калифорния, США)

УДК 551.24.035

ЛИТОЛОГО-ПЕТРОФИЗИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ПОРОД, ФЛЮИДНЫЙ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЙ РЕЖИМЫ КРИПОВОГО СЕГМЕНТА РАЗЛОМА САН-АНДРЕАС

Т.В. Романюк1,2

'Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН, Москва

2Российский государственный университет нефти и газа им. И.М. Губкина, Москва

Поступила в редакцию 15.05.16

В статье обобщены литолого-петрофизические характеристики пород и другие геолого-геофизические данные по региону разлома Сан-Андреас в Калифорнии, прежде всего новейшие данные по закономерностям быстрой миграции источников треморов в глубинных частях разлома, обеспечивающие прорыв в понимании взаимосвязи флюидного и геодинамического режимов крипового сегмента разлома Сан-Андреас.

Ключевые слова: разлом Сан-Андреас, стрэнд, крип, флюид, тремор, быстрая миграция треморов, геодинамический режим, США.

Romanyuk T.V. Lithologic and petrophysical characteristics of rocks, fluid and geodynamic regimes of the creep segment of the San Andreas Fault (California, USA). Bulletin of Moscow Society of Naturalists. Geological Series. 2016. Volume 91, part 2—3. Р. 3—15.

The article summarizes the lithologic and petrophysical characteristics of rocks and other geological and geophysical data, especially data on the regularities of migration tremors sources in the deep parts of the San Andreas Fault, providing a breakthrough in understanding of inter-connected fluid and geodynamic regimes of creep segment of the San Andreas Fault.

Key words: San Andreas Fault, strand, creep, fluid, tremor, fast tremor migration, geodynamic regime, USA.

Статья является логическим продолжением серии из трех статей (Романюк и др., 2013а, 20136, 2014), в которых были представлены новейшие геолого-геофизические данные (включая результаты проекта SAFOD), являющиеся фактологической основой современных представлений о тонкой структуре и сегментации (криповые и запертые сегменты) разлома Сан-Андреас в Калифорнии; описан сценарий развития разломной системы Сан-Андреас от момента ее формирования 30 млн лет назад до настоящего времени; обсуждены оценки величин и ориентации напряжений, действующих как непосредственно на разломе, так и в соседних к нему блоках; построена тектонофизическая модель коры и верхней мантии региона Сан-Андреас; приведены результаты 3D-моделирования ее напряженно-деформированного состояния и др. В настоящей статье обобщены новейшие литолого-петрофизи-ческие характеристики пород и другие геолого-геофизические данные, характеризующие криповый сегмент разлома Сан-Андреас. Изложена качественная модель взаимосвязи флюидного и геодинамического режимов этого сегмента разломной системы, предложенная в работе (Shelly, 2015).

Проект SAFOD

Проект SAFOD (San Andreas Fault Observatory at Depth), главным содержанием которого было наклонное бурение через разлом Сан-Андреас с от-

бором керна (рис. 1, 2), был задуман как многолетняя программа по изучению состава и механического поведения пород непосредственно в разломной зоне in situ, физики разломообразования, механизма очага землетрясения и др. (Zoback et al., 2010, 2011). Важнейшей частью проекта было изучение флюидного режима разлома. На подготовительном этапе проекта была пробурена вертикальная пилотная скважина, во время первой и второй фаз проекта летом 2004 и 2005 гг. была вертикально пробурена скважина (SAFOD-MH) до глубины 1,8 км, которую затем отклонили под углом 45°, так что скважина пересекла активную зону разлома на глубине около 2,6—2,7 км. В течение третьей фазы летом 2007 г. был получен керн из вспомогательных ответвлений (G, D и др.) от главной скважины (Photographic Atlas..., 2010). Геофизический каротаж главной скважины SAFOD (рис. 3) и другие исследования (рис. 4) показали, что тектонизированная (отчетливо деформированная и рассланцованная) зона разлома содержит дискретные подзоны — стрэнды, представляющие собой узкие локализованные зоны сдвиговых деформаций шириной 2—3 м. Два из этих стрэндов на отметках ~3194 и ~3297 м вдоль скважины являются зонами активного сдвигового крипа. Их различают, соответственно, как Юго-западную (SDZ) и Центральную (CDZ) деформационные зоны (стрэнды). CDZ (между отметками 3296,3—3298,9 м) аккомодирует почти все движения на разломе (Zoback et al., 2011). Специальные

Рис. 1. Строение и геодинамика системы разломов Сан-Андреас (Калифорния): а — современные движения плит. Жирные черные стрелки — векторы абсолютных скоростей плит, пары тонких черных стрелок показывают направления взаимных относительных движений на границах плит. МТ — Точка Мендосино — область тройного сочленения плит; б — схема крупнейших разломов в системе Сан-Андреас. Скорости на разломах по (Molnaг, Dayem, 2010).

За основу взят рисунок, изображенный на сайте: http://geomaps.wr.usgs.gov/3D4Dmapping/index.htm

а Сан-Андреас

SAFOD Буззард-Каньон ^

Буззард-Каньон Сан-Андреас

I

третичные осадки

2134

2744"

Фельшпат-лититовые аррениты и алевролиты

Сланцы, алевриты алевролиты

изменения пород

-*— Разломная зона — Сан-Андреас

-2550 -

3963

-2800 -

1150 1200 1250 1300 1350 400 Расстояние вдоль линии 45°с.ш.

Рис. 2. Геометрия и литология скважин проекта SAFOD: а — схема, иллюстрирующая геометрию скважин проекта SAFOD

сейсмические исследования, выполненные в скважинах SAFOD, показали, что тектонизированная зона разлома прослеживается вниз до глубин по крайней мере 7 км (Ellsworth, Malin, 2011).

Исследования керна и бурового раствора из скважин SAFOD

Образцы керна из скважин SAFOD были исследованы в многочисленных лабораториях с помощью электронного микроскопа, микрозондирования, рентгенофлуоресцентного анализа (XRF) и других методов (Bradbury et al., 2007, 2011; Carpenter et al., 2009, 2012; Holdsworth et al., 2011; Janssen et al., 2011, 2012; Lockner et al., 2011; Luetkemeyer et al., 2016; Mittempergher et al., 2011; Moore, Lockner, 2013; Moore, Rymer, 2007, 2012; Morrow et al.,

Рис. 3. Результаты геофизического каротажа главной скважины SAFOD, по

Рис. 4. Результаты измерений упругих модулей, усредненных по 100-метровым интервалам главной скважины SAFOD. Значительные аномалии связаны со сменой типа пород и зонами SDZ и CDZ, по

2014; Schleicher et al., 2006, 2009а,Ь, 2010, 2012; Solum et al., 2006; Tembe et al., 2006, 2010; Warr et al., 2014 и мн. др.). По результатам этих исследований породы непосредственно из стрэндов разломной зоны были полностью охарактеризованы литоло-гически, петрологически, минералогически, геохимически, петрофизически и т.п. Сводная таблица результатов литолого-петрогеохимического изучения керна зон SDZ и CDZ, представленная в работе (Bradbury et al., 2011), приведена на рис. 5. Далее отметим лишь некоторые результаты изучения керна, специально нацеленные на изучение флюидного режима разломной зоны и выявление в ней взаимодействия флюида и пород.

Результаты изучения образцов флюидов (вода и газ) из пилотной (до 2,2 км) и главной скважин SAFOD (интервалы вдоль скважины 1443—1470 м, 2540—2557 м, 3042—3059 м и ~3,7 км) представлены в работах (Thordsen et al., 2005, 2010). Химический состав флюидов показал, что в пилотной скважине и на небольших глубинах в скв. SAFOD-MH никакого значительного количества формационных флюидов не фиксируется. Однако на более глубоких уровнях в скв. SAFOD-MH обнаружено умеренное количество формационной воды и газа. Химический состав этой формационной воды из осадочных пород похож на типичный состав воды из нефтяных полей Калифорнии. Это обычно Na-Ca-Cl тип воды с соленостью ~23 г/л, очень низким содержанием магния (2,1 мг/л) и HCO3 (~200 мг/л), умеренным содержанием SO4, высоким содержанием бора, а также наличием большого количе-

Литология, структурная единица Описание породы Q Fid Sr -одер р Gr М( жание компонентов jn Саг Ze FeS II Sm1 Sm2 Pal N li-Cr-C

«.VP-: s -F S 5 3-я S а. о г Зона умеренной трещиноватости с системой залеченных окислами железа трещин; нерегулярные вулканические литы; маленькие разломы с мм-см толщиной и ответвлениями 1 1 1 1 _! 1 1 1 1 ¡1

8-T- íi) т- Чд а> s ÍC с >. а. X следами скольжения Трещиноватость резко нарастает до системы дискретных полос скольжения; катаклазитовые полосы; локальные стилолитовые швы

Нет керна

Хрупкие деформации > 6 м Блоковая текстура: сжатые и раздутые хрусталевидные класты с жилами внутри богатого филлосиликатами матрикса i

1313 Катаклас-титы - 3.5 м Рассланцованные тонко-зернистые породы импрегнированные мощными зонами черного катаклазита, многочисленные жилы размерами меньше 1 мм t~ i i 1

Хрупкие деформации 1.6 м вог Раздробленные породы, содержащие серпентин - _ i~~ i i 1— J и У

-32001 1.1 м Кальцитовые жилы, стилолиты, пиритная минерализация Г г 1 1

Нет керна

¡P||p Хрупкие деформации 2.5 м сог Раздробленные породы, содержащие серпентин I —I - И 1 j 0

Я Хрупкие деформации > 13 м Блоковая текстура: сжатые и раздутые хрусталевидные класты с жилами внутри богатого филлосиликатами матрикса Деформации резко уменьшаются с глубиной, пиритовая минерализация нарастает ! I J L I \ 1 1 1 1 1 1 1 1

Рис. 5. Сводная таблица литолого-петролого-минеральных характеристик керна скважины SAFOD-G из тектонизированной зоны разлома Сан-Андреас: Q — кварц, Fld — полевой шпат, Srp — серпентин

ства анионов высокомолекулярных органических кислот, особенно сукцината.

Считающийся наиболее технически незагрязненным образец формационной воды из скв. ВАГОБ-МН показал следующий химический состав (в мг/л): общее количество растворенныхтвердых веществ = 22 900; № = 6360; Са = 2790; Mg = 2.1; С1 = 13300; 804 = 175;

Бг = 31; К = 193; 8г = 128; Mg = 2.1; В = 87; МН4 = 34; Б1 = 23; 8Ю2 = 55, НС03 = 310; растворенный органический углерод = 640. Параметры стабильных изотопов для этого образца 5Б = +60%о и 5180 = +7,70%о. То есть обнаруженная в скв. ВАБОБ-МН форма-ционная вода наиболее вероятно представляет собой формационные воды сланцев Грейт-Вэллей.

По параметру 518O этот образец похож на формаци-онную воду, изученную в других скважинах около Паркфилда, например, Вариан-Филлипс (VarianPhilips): 5D = -170%с; 518O = +60%с. Но по параметру 5D фиксируются существенные отличия от формационных вод как из этой, так и из других глубоких скважин в окрестностях Паркфилда.

Расчеты показывают, что в глубинных горизонтах, вскрытых скв. SAFOD-MH, изученные образцы чаще всего представляют собой формационную воду, загрязненную буровым раствором и использовавшимся для цементирования ствола скважины цементом (высокие значения pH 9,5-10,5 и высокие концентрации Ca).

Наиболее глубокие образцы из скв. SAFOD-MH чрезвычайно богаты газом, с рассчитанным in situ газовым давлением, превышающим 50 бар. Состав газа очень похож на таковой, фиксируемый в богатых органическим веществом сланцах Великой Долины, с содержанием метана (CH4) и высокомолекулярных углеводородов ~80—88% и 3-8% соответственно. Содержание CO2 ниже определяемого порога (<0,002%), но N2 достигает ~5—8%. Низкое содержание O2 (<0,02%) и высокие отношения N2/Ar (~300) фактически исключают атмосферное загрязнение.

Содержание гелия в ~1500 раз превышает его содержание в насыщенной атмосферным воздухом воде, а 3He/4He отношения (R/Ra) (здесь и далее R/Ra означает отношение измеренной величины R к значению этой величины в атмосфере — Ra) варьируют от 0,33 до 0,36, свидетельствуя об очень маленьком вкладе мантийного гелия во флюид. Хотя почти полное отсутствие CO2 — это, возможно, следствие высоких pH; относительно низкие отношения R/Ra по сравнению с данными по близ-расположенной скважине Вариан-Филлипс (CO2 ~40%, R/Ra = 1,5) и других скважин в окрестностях Паркфилда свидетельствуют об относительно небольшом привносе CO2 и других мантийных летучих и в целом об относительно минимальном их вкладе во флюидную систему разлома Сан-Андреас, по крайней мере, в регионе проекта SAFOD и на глубине его скважин.

В работах (Kirschner et al., 2005, 2008) представлены результаты определения и анализа содержания главных и примесных элементов и соотношений некоторых стабильных изотопов методом рентге-нофлуоресцентного анализа для образцов из трех интервалов глубин главной скважины SAFOD, не захватывающих тектонизированную зону разлома. Никаких сколь-нибудь значимых изменений изучаемых параметров не было зафиксировано. Небольшие зафиксированные вариации содержаний элементов соответствуют нормальным минералогическим изменениям пород с глубиной. Отмечено только умеренное уменьшение содержания Ca и увеличение содержания Mg, Y, и Ba с глубиной в инт. 3185,16— 3209,54 м. При этом вариации содержания Y и Ba могут быть объяснены привносом из содержащего

барит бурового раствора. В образцах из инт. 3310,13— 3352,8 м содержание Бе, М§, и К умеренно увеличивается, а Са умеренно уменьшается вниз по скважине. В инт. 3474,72—3517,39 м содержание Бе слегка увеличивается, а Са слегка уменьшается вниз по скважине. Отношения стабильных изотопов углерода и кислорода в карбонатных жилах и брекчиях в инт. 3185,16—3474,72 м меняются от 0 до +8%о (углерод) и от 14 до 20% (кислород), что соответствует осаждению/выпадению углерода из раствора, который имеет изотопный обмен с силикатами (ЮгееИпег е1 а1., 2008).

Однако изучение пород непосредственно из стрэндов выявило отчетливые геохимические аномалии (рис. 5). Для деформационных зон петрографический анализ СБ/ и надежно установил наличие чрезвычайно «механически слабого» глинистого минерала сапонита, содержание которого может доходить до 65% в рассланцованном матриксе (Ьоекпег е1 а1., 2011). Исследования ХКО-порошков, полученных из зоны СБ/ (~3297 м), показали наличие сапонита, серпентина (лизардит ± хризолит), кварца и полевого шпата. Геохимические данные показывают существенно увеличенные концентрации MgO и №-окислов в пределах СБ/, подразумевая потенциальное воздействие флюидов на серпентинит (Но^^ойИ е1 а1., 2011; Мооге, Яушег, 2012; 8еЫе1еЫег е1 а1., 2010).

Непрерывный мониторинг состава газов (К2, 02, СН4, С02, Н2, Не и Лг, а также изотопных отношений углерода и гелия), содержащихся в буровом растворе, во время бурения главной скважины 8ЛР0Б позволил проследить геохимические вариации по некоторым параметрам в тектонизированной зоне разлома Сан-Андреас с разрешением 1 м вдоль длины скважины (^егеЪещ, Ет^ег, 2007, 2011). В частности, отношение 3Не/4Не, повышенные значения которого являются индикатором мантийного флюида, свидетельствует об относительно пониженных значениях этого параметра для Салиниан-ского блока, повышении значений между стрэн-дами и СБ/ и о повышенных значениях для блока Великой Долины (рис. 6). Полученные концентрации углеводородов коррелируют с наличием углеродистых сланцев на глубинах ~3150—3200 м и ниже ~3310 м. Молекулярные и изотопные составы углеводородов и их пространственные вариации соответствуют генерации углеводородов за счет термальной деградации органического вещества.

В работе (Ьие1кешеуег е1 а1., 2016) представлены результаты термометрии и изучения изотопных отношений 5180 и 513С кальцита в жилах. Эти отношения позволяют судить о происхождении палео-флюидов. Получено: (1) температура кальцитовых жил варьирует от 81 до 134°С, что превосходит современную температуру в скважине, равную 110—115°С на глубине отбора образцов; (2) жильный кальцит не находится в изотопном равновесии с современным флюидом в порах; (3) величины 5180 палеоф-люидов близки к аналогичным характеристикам

Рис. 6. Диаграмма зависимости изотопного состава гелия от расстояния до разлома Сан-Андреас, по

SDZ и CDZ, рассчитанным по 518O для жил и температурным данным, и не находятся в равновесии с современными водами в порах, расположенных на значительных расстояниях от SDZ и CDZ; (4) синтектонический жильный кальцит находится в C- и O-изотопном равновесии только с вмещающими породами в пределах SDZ и CDZ.

Пространственные вариации 518O и 513C и их сопоставление с таковыми современных флюидов из скважин SAFOD и соседних областей дают очень мало оснований допускать поступление хоть сколь-нибудь значимого флюидного потока через разлом. Оцененные изотопные температуры подразумевают поступление флюида из локальных источников, но не за счет непрерывного или эпизодического поступления флюидов из рассолов неглубоких осадочных бассейнов или более глубоких флюидных источников. Полученные параметры флюидов согласуются с потоком метеорных флюидов из юго-западной части тектонизированной зоны в SDZ и CDZ.

Измерения проницаемости пород и их соотношений с минеральным составом и прочностью непосредственно в породах стрэндов и прилегающих к ним областей приведены в (Morrow et al., 2014). Величины проницаемости показали разброс значений в пять порядков (рис. 7). При этом для пород из SDZ и CDZ получены самые низкие значения проницаемости из всех изученных образцов, т.е. породы активных стрэндов разломной зоны имеют ультранизкую проницаемость, что делает их фактически барьерами для потока флюидов вкрест разлома и не предполагает сколь-нибудь значительного перемещения флюидов вдоль плоскости разлома.

Таким образом, результаты проекта SAFOD, нацеленные на изучение флюидного режима на разломе, однозначно показали, что флюиды мантийного происхождения могут иметь лишь второстепенное значение в составе флюида непосредственно в раз-ломной зоне. Сейсмически и тектонически опре-

Рис. 7. Проницаемость как функция эффективного обжимающего давления

деляемый разлом Сан-Андреас не может быть главным каналом для глубинных флюидов (по крайне мере, на разбуренных глубинах), и должны существовать какие-то альтернативные пути для их миграции. Низкая проницаемость матрикса пород, окружающих стрэнд, разномасштабные повсеместные трещины в ядре разлома подразумевают, что флюидный поток наиболее вероятно протекает, главным образом, по трещинам вне активно деформируемых зон (стрэндов).

В целом весь комплекс геолого-геохимических данных для скважин SAFOD вместе с исследованиями флюидного режима в близко расположенных скважинах, а также результатами электромагнитных исследований (Becken et al., 2008, 2011; Becken, Ritter, 2012) свидетельствует о том, что разломная зона Сан-Андреас служит водонепроницаемым

барьером, который разделяет очень разные гидрогеологические режимы по обеим сторонам разлома. На юго-западном крыле разлома в Салинианском (Salinian) блоке поровое давление слегка надгидро-статическое и фиксируются обычные отношения 3He/4He. В противоположность этому, на северовосточном крыле разлома в блоке Великой Долины (формация Грэйт-Вэллей) фиксируются существенно повышенное поровое давление и более высокие отношения 3He/4He (рис. 2).

Флюидный и геодинамический режим крипового сегмента разлома Сан-Андреас

Полигон SAFOD располагается около южного конца криповой зоны разлома Сан-Андреас — там, где локализована «смычка» между «запертым» сегментом и сегментом, на котором постоянно происходит крип (рис. 1). До появления первых результатов изучения керна непосредственно из разломной зоны главной моделью, объясняющей механизм проскальзывания по разлому при низких уровнях сдвиговых напряжений, была модель аномально-высокого порового давления флюида в породах разломной зоны (Byerlee, 1990, 1993; Faulkner, Rutter, 2001; Rice, 1992). То есть считалось, что поровое давление внутри стрэндов должно быть существенно выше, чем в окружающих породах. Однако результаты проекта SAFOD показали, что величины порового давления в стрэндах не являются ано-

Рис. 8. Результаты измерений коэффициента трения для 25 образцов керна из скважин третьей фазы проекта SAFOD, включая четыре образца из зон CDZ и SDZ. Числа около символов — количество измерений. Образцы насыщались рассолом или деионизированной водой. Коэффициент трения р определялся как р = т/а, где т и а — сдвиговое и эффективное нормальное напряжения на тестируемом разломе соответственно, а а = an - p, где ап — нормальное напряжение на разломе и р — флюидное поровое давление. Измерения выполнялись при скорости сдвига 1,15 мк/сек и заканчивались при достижении общей величины сдвигового смещения 10 мм, по

мально-высокими и близки к гидростатическим (Zoback et al., 2010), а «механическая слабость» крипового сегмента разлома обусловлена составом пород непосредственно разломной зоны, при этом слабо зависит от порового давления (рис. 8). Механизмы «ослабления разлома» действуют на масштабах размера минеральных зерен (глинистые пленки на поверхностях фолиации).

Следующим важным шагом в понимании флюидного и геодинамического режима крипового сегмента разлома Сан-Андреас стало обнаружение здесь треморной активности. Треморы — это длительные низко-интенсивные сейсмические сигналы (слабые низко-частотные землетрясения). В районе полигона Паркфилд источники треморов были впервые идентифицированы на глубинах 15-30 км в 2005 г. сейсмометрами, расположенными в разведочных скважинах (Nadeau, Dolenc, 2005). Одно из последних опубликованных обобщений по тре-морам на полигоне Паркфилд (Shelly, 2015) включает данные за 12 лет наблюдений. Идентифицировано 850000 событий, которые группируются в семейства, включающие от 3000-20000 событий. Источники треморов приурочены к краю «запертого» сегмента разлома Сан-Андреас. В некоторых областях треморная активность происходит каждый день. Надежная фиксация длительной треморной активности свидетельствует о том, что разлом Сан-Андреас в глубину не заканчивается как разлом у основания сейсмогенной зоны на глубине 12-15 км. Источники треморов оконтуривают плоскость, которая протягивается вглубь сквозь всю нижнюю кору. Фиксация того, что одна и та же область разлома постоянно генерирует самый сильный тремор (Shelly, Hardebeck, 2010), свидетельствует о том, что неоднородности разломной зоны некоторого типа, по-видимому, играют существенную роль в генерации треморов.

На разломе Сан-Андреас разрыв (или «вспарывание разлома»), происходящий при землетрясении и генерирующий сейсмические колебания, происходит в хрупкой моде до глубин 13-15 км, а глубже деформации осуществляются преимущественно за счет асейсмического слипа и/или крипа. Однако под «криповым» сегментом разлома Сан-Андреас глубинные сдвиговые деформации, аккомодирующие крип в выше расположенных частях разломной зоны, происходят в какой-то промежуточной между сейсмическим разрывом и асейсмическими слипом и крипом моде в виде серий событий, генерирующих треморы. По поводу природы треморов и механизма их генерации на разломе Сан-Андреас пока нет общепринятого объяснения, но есть консенсус, что треморы — это индикаторы медленного скольжения вдоль разлома в его глубинных частях.

Скорость распространения источника тремора (миграция тремора) и пространственные масштабы миграции варьируют в широких масштабах. Самые

медленные скорости миграции треморов — около 10 км/день — зафиксированы в Нанкайской (Obara, 2002) и Каскадной (Dragert et al., 2004; Rogers, Dragert, 2003) субдукционных зонах вдоль простирания этих субдукционых зон. Максимальная горизонтальная протяженность области такой тремор-ной активности зафиксирована в Каскадной зоне и достигает 200 км (Dragert et al., 2004). Гораздо более быстрая миграция со скоростями 30—150 км/час, названная высокоскоростной миграцией, была впервые зафиксирована в Нанкайской зоне (Shelly et al., 2007). Затем сходные значения получены и в Каскадной зоне (Ghosh, 2010), и вдоль разлома Сан-Андреас (Shelly et al., 2010). Высокоскоростная миграция, в отличие от низкоскоростной, осуществляется вкрест простирания субдукционной зоны в направлении относительного движения плит, которое приблизительно соответствует углу наклона субдукционных зон. В случае разлома Сан-Андреас миграция осуществляется вдоль его простирания. Распространение треморов с промежуточными скоростями 7—17 км/час было зафиксировано в направлении, обратном к обычному направлению распространения медленного слипа, и получило название «быстрый обратный тремор» (Houston et al., 2011).

Область наиболее сильно скоррелированных треморов внутри семейств в пределах 2-часового временного окна — это зона юго-восточнее Парк-филда под Чоламе (Cholame), где зафиксирован самый сильный тремор, наблюдаемый в этой области (Nadeu, Dolenc, 2005; Shelly, Hardebeck, 2010). В этой зоне корреляции треморов надежно фиксируются вплоть до расстояний 20 км вдоль простирания разлома. Относительно сильные корреляции также наблюдаются между семействами на северо-западе от Паркфилда под Монарх-Пик (Monarch Peak) на расстоянии вплоть до 15 км. Для этой зоны характерен также очень сильный отклик на приливные возмущения (Thomas et al., 2009, 2012). Скорость миграции для скоррелированных пар оценивается от 15 до 90 км/час (рис. 9, а). На фоне сильной изменчивости скоростей миграции все же можно отметить следующие тенденции: (1) для менее глубоких источников характерны более высокие скорости (в среднем 50—60 км/час), чем для более глубоких (в среднем 30—40 км/час), и (2) для более высокоэнергетических семейств треморов характерны и более высокие скорости миграции. Треморная миграция не симметрична — многие парные источники демонстрируют предпочтительное направление миграции. В частности, под Чоламе треморы обычно распространяются от внутренней части этой зоны вдоль ее простирания по направлению к центру этой зоны. Треморы мигрируют наиболее эффективно через регионы, где их плотность генерации самая высокая и «пути миграции» не «проходят» через участки с «треморными дырками», т.е. через участки, где треморы не генерируются.

Скорости высокоскоростной миграции треморов (15—90 км/час) на порядок величины меньше, чем скорости сейсмических волн (n х 1 км/сек — скорость вспарывания разломов) и на порядки величины выше, чем медленные скорости миграции — около 10 км/день. Если медленные миграции треморов напрямую соотносят со слипом, то для объяснения механизма высокоскоростной миграции требуется иной механизм, причем отличный от механизма сейсмогенного разломообразования. Простая модель крупномасштабного флюидного потока через разлом, например, предложенная в работе (Yamashita, 2013), не согласуется с данными о флюидном режиме на разломе Сан-Андреас, во всяком случае, его крипового сегмента в регионе проекта SAFOD.

До сих пор нет консенсуса в понимании физического механизма миграции треморной активности с разными скоростями и объяснения соотношений направлений и скоростей миграции. Однако в работе (Shelly, 2015) предложена качественная модель механизма быстрой миграции треморов (рис. 9, б), не противоречащая современным знаниям о петрофизических свойствах и флюидном режиме разломной зоны, которая изложена далее. Модель основана на результатах лабораторных исследований и численных экспериментов, свидетельствующих о том, что слип наводит дилатансию (Samuelson et al., 2009; Segal et al., 2009; Yamashita, 2013; Yamashita, Suzuki, 2011). Если исходить из того, что треморы начинаются как вспарывание, стартующее от неоднородности в глубинной части разлома, то слипо-наведенная дилатансия обеспечивает механизм для распространения треморов на высокой скорости. Когда слип ускоряется, раз-ломная зона «раздувается», редуцируя поровое давление, что увеличивает трение между крыльями разлома и, следовательно, сопротивление слипу. Это явление осциллирующей скорости проскальзывания воспроизводилось в численных экспериментах (Segal, Rice, 1995). Такая же модель была предложена как возможный механизм для распространения треморов, продуцируемых вторичным вспарыванием однородного разлома (Yamashiyta, 2013; Yamashiyta, Suzuki, 2011). Таким образом, в соответствии с предложенным в работе (Shelly, 2015) механизмом, быстрая миграция треморов — это самосогласованный каскад сейсмических вспарываний вдоль разлома, а сами треморы, скорее всего, не пассивные, а активные составляющие в распространении слипа. Предложенный механизм требует не крупномасштабного перераспределения порового флюида вдоль или вкрест разлома, а только временного перераспределения флюидного давления в масштабе длинны одного треморного события.

Идентифицированные изолированные группы треморных источников, которые маркируют ответвления в восточном направлении от разлома Сан-Андреас, проинтерпретированы как индикаторы взаимодействия между Северо-Американской

Рис. 9. Диаграмма миграции семейств треморов вдоль плоскости разлома

плитой и реликтом микроплиты Монтеррей (рис. 1 и 10), гипотетичным осколком субдуцированной палеоплиты Фараллон (Nicholson et al., 1994).

Заключение

Результаты проекта SAFOD показали, что сейсмически и тектонически определяемый разлом Сан-Андреас не может быть главным каналом для глубинных флюидов (по крайне мере, на разбуренных глубинах) и что должны существовать какие-то альтернативные пути для их миграции.

Обнаружение треморной активности в глубинных частях (15-30 км) разлома Сан-Андреас надежно свидетельствует о том, что разлом Сан-Андреас в глубину не заканчивается как разлом у основания сейсмогенной зоны на глубине 12-15 км.

Источники треморов оконтуривают плоскость, которая протягивается вглубь сквозь всю нижнюю кору.

Что касается треморов и механизма их миграции с разными скоростями и в разных направлениях, то пока еще нет общепринятого объяснения их природы. Однако в работе (Shelly, 2015) предложена качественная модель механизма взаимосвязи флюидного и геодинамического режимов крипо-вого сегмента разлома Сан-Андреас, непротиворечиво объясняющая выявленные закономерности быстрой миграции треморов, петрофизических свойств и флюидного режима разломной зоны.

Есть консенсус, что треморы в глубинных частях разлома Сан-Андреас — это индикаторы медленного скольжения вдоль разлома. Изолированные

Рис. 10. Диаграммы локализаций и взаимных корреляций треморов

группы треморных источников, которые маркируют ответвления в восточном направлении от разлома, интерпретируются как индикаторы взаимодействия

между Северо-Американской плитой и микроплитой Монтеррей, гипотетичным осколком субдуци-руемой плиты Фараллон.

ЛИТЕРАТУРА

Романюк Т.В., Власов А.Н., Мнушкин М.Г. и др. Реологическая модель и особенности напряженно-деформированного состояния региона активной сдвиговой разломной зоны на примере разлома Сан-Андреас (Калифорния). Статья 1. Разлом Сан-Андреас как тектоно-физическая структура // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2013а. Т. 88, вып. 1. С. 3-19.

Романюк Т.В., Власов А.Н., Мнушкин М.Г. и др. Реологическая модель и особенности напряженно-деформированного состояния региона активной сдвиговой разломной зоны на примере разлома Сан-Андреас (Калифорния). Статья 2. Тектонофизическая модель литосферы // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2013б. Т. 88, вып. 2. С. 3-17.

Романюк Т.В., Власов А.Н., Волков-Богородский Д.Б., Михайлова А.В. Реологическая модель и особенности напряженно-деформированного состояния региона активной сдвиговой разломной зоны на примере разлома Сан-Андреас (Калифорния). Статья 3. 3-D моделирование напряженно-деформированного состояния литосферы методом конечных элементов // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2014. Т. 89, вып. 2. С. 3-26.

Becken M., Ritter O. Magnetotelluric studies at the San Andreas Fault Zone: Implications for the role of fluids // Surv. Geophys. 2012. Vol. 33. P. 65-105.

Becken M., Ritter O., Bedrosian P.A., Weckmann U. Correlation between deep fluids, tremor and creep along the central San Andreas Fault // Nature. 2011. Vol. 480. P. 87-90.

Becken M., Ritter O., Park S.K. et al. A deep crustal fluid channel into the San Andreas Fault system near Parkfield, California // Geophys. J. Int. 2008. Vol. 173. P. 718-732.

Bradbury K.K. Rock properties and structure within the San Andreas fault observatory at depth (SAFOD) borehole northwest of Parkfield, California: in situ observations of rock deformation processes and fluid-rock interactions of the San Andreas fault zone at ~3 km depth // A dissertation submitted in partial fulfillment of the requirements for the degree of Doctor of Philosophy in Geology. Utah State University. 2012. 238 p.

Bradbury K.K., Barton D.C., Solum J.G. et al. Mineralogic and textural analyses of drill cuttings from the San Andreas Fault Observatory at Depth (SAFOD) boreholes: initial interpretations of fault zone composition and constraints on geologic models // Geosphere. 2007. Vol. 3, N 5. P. 299-318.

Bradbury K.K., Evans J.P., Chester J.S. et al. Lithology and internal structure of the San Andreas Fault based on characterization of Phase 3 whole-rock core in the San Andreas Fault Observatory at Depth (SAFOD) borehole // Earth Planet. Sci. Lett. 2011. Vol. 310. P. 131-144.

Byerlee J. Friction, overpressure and fault normal compression // Geophys. Res. Lett. 1990. Vol. 17, N 2 P. 9-22.

Byerlee J. Model for episodic flow of high-pressure water in fault zones before earthquakes // Geology. 1993. Vol. 21. P. 303-306.

Carpenter B.M., Marone C., Safer D.M. Frictional behavior of materials in the 3D SAFOD volume // Geophys. Res. Lett. 2009. Vol. 36. L05302.

Carpenter B.M., Safer D.M, Marone C. Frictional properties and sliding stability of the San Andreas fault from deep drill core // Geology. 2012. Vol. 40. P. 759-762.

Dragert H., Wang K., Rogers G. Geodetic and seismic signature of episodic tremor and slip in the northern Cascadia subduction zone // Earth Planet Space. 2004 Vol. 56. P. 1143-1150.

Ellsworth W.L., Malin P.E. Deep rock damage in the San Andreas Fault revealed by P- and S-type fault-zone-guided waves // Fagereng A., Toy VG., Rowland J.V. (Eds.). Geology of the Earthquake Source. A Volume in Honour of Rick Sibson. Geol. Soc. London. Spec. Publ. 2011. N 359. P. 39-53.

Faulkner D.R., Rutter E.H. Can the maintenance of over-pressured fluids in large strike-slip fault zones explain their apparent weakness? // Geology. 2001. Vol. 29. P. 503-506.

Fulton P.M., Safer D.M. Potential role of mantle-derived fluids in weakening the San Andreas Fault // J. Geophys. Res. 2009. Vol. 114. B07408.

Holdsworth R.E., van Diggelen E.W.E., Spiers C.J. et al. Fault rocks from the SAFOD core samples: implications for weakening at shallow depths along the San Andreas Fault, California // J. Struct. Geol. 2011. Vol. 33. P. 132-134.

Houston Y., Delbridge B.C., Wech A.G., Creager K.C. Rapid tremor reversals in Cascadia generated by a weakned plate interface // Nature Geosci. 2011. Vol. 4. P. 404-409.

Ghosh A. Rapid, continuous streaking of tremor in Cas-cadia // Geochem. Geophys. Geosyst. 2010. Vol. 8. Q100014.

Janssen C., Wirth R., Reinicke A. et al. Nanoscale porosity in SAFOD core samples (San Andreas Fault) // Earth Planet. Sci. Lett. 2011. Vol. 301. P. 179-189.

Janssen C., Kanitpanyacharoen W., Wenk H.-R. et al. Clay fabrics in SAFOD core samples // J. Struct. Geol. 2012. Vol. 43. P. 118-127.

Kirschner D.L., Chester J., Chester F. et al. Stable isotope data of veins from the 2007 SAFOD core // Eos. AGU Trans. 2008. Vol. 89, N 53. Fall Meet. Abstract T51A-1850.

Kirschner D.L., Evans J., Chester J. et al. Elemental and stable isotope chemistry of cuttings and core samples from SAFOD drill hole // Eos. AGU Trans. 2005. Vol. 86. Fall Meet. Abstract T21A-0452.

Lockner D.A., Morrow C., Moore D., Hickman S. Low strength of deep San Andreas Fault gouge from SAFOD core // Nature. 2011. Vol. 472, N 7341. P. 82-85.

Luetkemeyer P.B., Kirschner D.L., Huntington K.W. et al. Constraints on paleofluid sources using the clumped-isotope thermometry of carbonate veins from the SAFOD (San Andreas Fault Observatory at Depth) borehole // Tectonophysics. 2016 (in press).

Mittempergher S., Toro G.D., Gratier J.P. et al. Evidence of transient increases of fluid pressure in SAFOD Phase III Cores // Geophys. Res. Lett. 2011. Vol. 38. L03301.

Molnar P., Dayem K.E. Major intracontinental strike-slip faults and contrasts in lithospheric strength // Geosphere. 2010. Vol. 6, N 4. P. 444-467.

Moore D.E., Lockner D.A. Chemical controls on fault behavior: weakening of serpentinite sheared against quartz-bearing rocks and its significance for fault creep in the San Andreas system // J. Geophys. Res. 2013. Solid Earth. \bl. 118. P. 1-13.

Moore D.E., Rymer M.J. Talc-bearing serpentinite and the creeping section of the San Andreas Fault // Nature. 2007. Vol. 448. P. 795-797.

Moore D.E., Rymer M.J.. Correlation of clayey gouge in a surface exposure of serpentinite in the San Andreas Fault with gouge from the San Andreas Fault Observatory at Depth (SAFOD) // J. Struct. Geol. 2012. Vol. 38. P. 51-60.

Morrow C., Lockner D.A., Moore D.E., Hickman S. Deep permeability of the San Andreas Fault from San Andreas Fault Observatory at Depth (SAFOD) core samples // J. Struct. Geol. 2014. Vol. 64. P. 99-114.

Nadeau R.M., Dolenc D. Nonvolcanic tremors deep beneath the San Andreas Fault // Science. 2005. Vol. 307. P. 389.

Nicholson C., Sorlien C.C., Atwater T. et al. Microplate capture, rotation of the western transverse ranges, and initiation of the San Andreas transform as a low-angle fault system // Geology. 1994. Vol. 22. P. 491-495.

Obara K. Nonvolcanic deep tremor associated with subduction in Southwest Japan // Science. 2002. Vol. 296. P 1679-1681.

Photographic Atlas of the SAFOD Phase 3 Cores. 2010. Version 4. www.earthscope.org.

Rice J.R. Fault stress states, pore pressures distributions, and the weakness of the San Andreas fault // Evans B., Wong T.-F (Eds). Fault Mechanics and Transport Properties of Rocks. Academic, 1992. P. 475-503.

Rogers G., Dragert H. Episodic tremor and slip on the Cascadia Subduction Zone: The chatter of silent slip // Science. 2003. Vol. 300. P. 1942-1943.

Samuelson J., Elsworth D., Marone C. Shear-induced dilatancy of fluid-satured faults: Experiment and theory // J. Geophys. Res. 2009. Vol. 114. B12404.

Schleicher A.M., van der Pluijm B.A., Solum J.G., Warr L.N. Origin and significance of clay-coated fractures in mudrock fragments of the SAFOD borehole (Parkfield, California) // Geophys. Res. Lett. 2006. Vol. 33. L16313.

Schleicher A.M., Tourscher S.N., van der Pluijm B.A., Warr L.N. Constraints on mineralization, fluid-rock interaction, and mass transfer during faulting at 2-3 km depth from the SAFOD drill hole // J. Geophys. Res. 2009a. Vol. 114. B04202.

Schleicher A.M., Warr L.N., van der Pluijm B.A. On the origin of mixedlayered clay minerals from the San Andreas Fault at 2,5-3 km vertical depth (SAFOD drillhole at Park-field, California) // Contrib. Mineral. Petrol. 2009b. Vol. 157. P. 173-187.

Schleicher A.M., van der Pluijm B.A., Warr L.N. Nano-coatings of clay and creep of the San Andreas Fault at Park-field, California // Geology. 2010. Vol. 38. P. 667-670.

Schleicher A.M., van der Pluijm B.A., Warr L.N. Chlorite-smectite clay minerals and fault behavior: New evidence from the San Andreas Fault Observatory at Depth (SAFOD) core // Lithos. 2012. Vol. 4. P. 209-220.

Segal P., Rice J. Dilatancy, compaction, and slip instability of a fluid infiltrated fault // J. Geophys. Res. 1995. Vol. 100. P. 22155-22171.

Segal P., Rubin A.M., Bradley A.M., Rice J.R. Dilatant strengthening as a mechanism for slow slip events // J. Geophys. Res. 2009. Vol. 114. B12404.

Shelly D.R. Migrating tremors illuminate deformation beneath the seismogenic San Andreas Fault // Nature. 2010. Vol. 463. P. 648-652.

Shelly D.R. Complexity of the deep San Andreas Fault zone defined by cascading tremor // Nature Geosci. 2015. doi: 10/1038/ngeo2335.

Shelly D.R., Beroza G.C., Ide S. Non-volcanic tremor and low frequency earthquake swarms // Nature. 2007. Vol. 446. P. 305-307.

Shelly D.R., Hardebeck J.L. Precise tremor source locations and amplitude variations along the lower-crustal central San Andreas Fault // Geophys. Res. Lett. 2010. Vol. 37. L14301.

Solum J.G., Hickman S.H., Lockner D.A. et al. Mineralogical characterization of protolith and fault rocks from the SAFOD Main Hole // Geophys. Res. Lett. 2006. Vol. 33. L21314.

Tembe S., Lockner D.A., Solum J.G. et al. Frictional strength of cuttings and core from SAFOD drillhole phases 1 and 2 // Geophys. Res. Lett. 2006. Vol. 33. L23307.

Tembe S., Lockner D.A., Wong T.-f. Effects of clay content and mineralogy on frictional sliding behavior of simulated gouges: binary and ternary mixtures of quartz, illite and montmorillonite // J. Geophys. Res. 2010. Vol. 115. B03416.

Thomas A.M., Burgmann R., Shelly D.R. et al. Tidal triggering of low frequency earthquakes near Parkfield, California: Implications for fault mechanics within brittle-ductile transition // J. Geophys. Res. 2012. Vol. 117. NB05301.

Thomas A.M., Nadeau R.M., Burgmann R. Tremor-tide correlations and near-lithostatic pore pressure on the deep San Andreas fault // Nature. 2009. Vol. 462. P. 1048-1051.

Thordsen J.J., Evans W.C., Kharaka Y.K. Geochemistry of formation fluids from the SAFOD wells, Parkfield, California // Eos. AGU Trans. 2010. Vol. 91, N 52. Fall Meet. Suppl., Abstract T41A-2098.

Thordsen J.J., Evans W.C., Kharaka Y.K., van Soest M. Chemical and isotopic composition of water and gases from

the SAFOD wells: Implications to the dynamics of the San Andreas Fault at Parkfield, California // Eos. AGU Trans. 2005. AGU Abstr. T23E-08.

Unsworth M., Bedrosian P.A. Electrical resistivity structure at the SAFOD site from magnetotelluric exploration // Geophys. Res. Lett. 2004. Vol. 31. L12S05.

Warr L.N., Wojatschke J., Carpenter B.M. et al. A "slice-and-view" (FIB-SEM) study of clay gouge from the SAFOD creeping section of the San Andreas Fault at ~2,7 km depth // J. Struct. Geol. 2014. Vol. 69. P. 234-244.

Wiersberg T., Erzinger J. A helium isotope cross-section study through the San Andreas Fault at seismogenic depths // Geochem. Geophys. Geosyst. 2007. Vol. 8. Q01002.

Wiersberg T., Erzinger J. Chemical and isotope compositions of drilling mud gas from the San Andreas Fault Observatory at Depth (SAFOD) boreholes: Implications on gas migration and the permeability structure of the San Andreas Fault // Chem. Geology. 2011. Vol. 284. P. 148-159.

Yamashita T. Generation of slow slip coupled with tremor due to fluid flow along a fault // Geophys. J. Int. 2013. Vol. 193. P. 375-393.

Yamashita T., Suzuki T. Dynamic modeling of a slow slip coupled with tremor // J. Geophys. Res. 2011. Vol. 116. B05201.

Zoback M., Hickman S., Ellsworth W. Scientific drilling into the San Andreas Fault zone // Eos. AGU Trans. 2010. Vol. 91. P. 197-199.

Zoback M., Hickman S., Ellsworth W. Scientific Drilling into the San Andreas Fault Zone — An Overview of SAFOD's First Five Years // Scientific Drilling. 2011. N 11. P. 14-28.

Сведения об авторе: Романюк Татьяна Валентиновна — докт. физ.-мат. наук, гл. науч. сотр. лаб. фундаментальных и прикладных проблем тектонофизики ИФЗ РАН, e-mail: t.romanyuk@mail.ru