Землетрясения и типы сейсмических дислокаций

Глава 3. Землетрясения современные знания

Что такое землетрясения?

Чтобы ответить на этот вопрос нужно разобраться коке же строение имеет наша планета. Так же нужно знать плотности в каждом слое Земли.

Земная кора. Это верхний слой, на котором мы живем. Он состоит из твердых горных пород. Его глубина варьирует от 5 до 60 километров. В качестве среднего показателя для всей планеты толщина земной коры принята равной 33 км, а среднее значение плотности составляет 2,67 грамм на кубический сантиметр (г/см3). Эта толщина может показаться значительной, хотя в сравнении со средним радиусом Земли кора скорее напоминает скорлупу яйца. Скорости сейсмических волн в земной коре составляют 6,0 - 6,5 км/с для продольной волны Р и 3,5 - 3,7 км/с для S волны.

Мантия. Этот слой простирается от основания земной коры на глубину 2 900 км; поверхность раздела, отделяющая земную кору от нижеследующей мантии, известна как граница или поверхность Мохоровичича (Мохо). Мантия разделена на два участка: верхняя мантия от основания земной коры до глубины 700 км и нижняя мантия от этой глубины до границы ядра. В верхней мантии на глубине в первые 200 км скорость волн постепенно увеличивается, а затем идет уменьшение скорости S-волны. В нижней части верхней мантии на глубинах от 300 до 700 км отмечено резкое увеличение скорости сейсмических волн. В нижней мантии скорости волн Р и S увеличиваются медленнее по мере увеличения глубины.

Внешнее ядро, расположенное на глубине между 2 900 и 5 000 километров, ведет себя как жидкое тело, поэтому 5 волны не проходят через эту зону. (Плотность материала внешнего ядра равна примерно 10,0 г/см3.)

Внутреннее ядро, радиусом 1 200 километров, считается твердым. В нем скорости сейсмических волн возрастают. Через внутреннее ядро (иногда его называют субядром) проходят как волны Р, так и волны S. (Плотность материала внутреннего ядра примерно равна 12,5 г/см3.).

Таким образом, мы выяснили из каких слоев состоит Земля. Землетрясения образуются на глубине до 700 км. это земная кора и верхняя мантия.

Землетрясение - это подземные толчки и колебания грунта, которые вызваны сейсмическими волнами. Эти волны подобно звуковым, расходящимся от гонга при ударе по нему также излучаются из некоторого источника энергии, находящегося в верхних слоях Земли. Хотя и естественный источник занимает некоторый объем горных пород, чаще всего его обозначают просто точкой, из которой расходятся сейсмические волны. Эту точку называют фокусом или гипоцентром землетрясения(рис. 4). Точку на земной поверхности, расположенную непосредственно над фокусом землетрясения, называют эпицентром. По сути, эпицентр это проекция фокуса на сферу, а именно на поверхность Земли. Землетрясения разделяются по глубине фокуса на мелкофокусные: гипоцентр находится на глубине от 1 до 70 км, промежуточные: гипоцентр находится на глубине от 70 до 300 км и глубокофокусные, чей гипоцентр располагается на глубине свыше 300 км. Самые разрушительные это мелкофокусные землетрясения, именно они в общей сумме энергии составляют от общей энергии, выделяющейся при землетрясениях всего мира.

Некоторым землетрясениям предшествуют предварительные толчки из той же очаговой области - форшоки. Предполагается, что их можно использовать для предсказания главного толчка. Так же после землетрясения в той же местности в течение нескольких часов, а то и нескольких месяцев отмечаются многочисленные землетрясения меньшей силы. Они называются афтершоками, и их число при крупном землетрясении бывает катастрофически большим. Например: после сильнейшего землетрясения на Крысьих островах в Алеутском архипелаге в течение последующих 24 дней было замечено более 750 афтершоков, причем довольно сильных.

Типы землетрясений

Сегодня мы можем объяснить природу землетрясений большую часть их видимых свойств с позиций физической теории. Согласно современным взглядам, землетрясения отражают процесс постоянного геологического преобразования нашей планеты. Рассмотрим теперь принятую в наше время теорию происхождения землетрясений и то, как она помогает нам глубже понять их природу и даже предсказывать их.

Первый шаг к восприятию новых взглядов заключается в признании тесной связи расположения тех районов земного шара, которые наиболее подвержены землетрясениям и геологически новых и активных областей земли. Большинство землетрясений возникает на окраинах плит: поэтому мы делаем вывод, что те же глобальные геологические, или тектонические, силы, которые создают горы, рифтовые долины, срединно-океанические хребты и глубоководные желоба, те же самые силы представляют собой и первичную причину сильнейших землетрясении. Природа этих глобальных сил в настоящее время еще не совсем ясна, но несомненно, что их появление обусловлено температурными неоднородностями в теле Земли - неоднородностями, возникающими благодаря потере тепла путем излучения в окружающее пространство, с одной стороны, и благодаря добавлению тепла от распада радиоактивных элементов, содержащихся в горных породах, - с другой. Появление свежих трещин на поверхности часто связано с землетрясениями. Обращает на себя внимание тот факт, что большинство самых разрушительных землетрясений - таких как Сан-Францисское 1906 г, Японское (Мино-Овари) 1891 г. и Гватемальское 1976 г. -возникло в результате вспарывания крупных разломов, выходящих на поверхность.

Введем классификацию землетрясений по способу их образования.

Больше всех распространены тектонические землетрясения. Они возникают, когда в горных породах под действием тех или иных геологических сил происходит разрыв. Тектонические землетрясения имеют важное научное значение для познания недр Земли и громадное практическое значение для человеческого общества, поскольку они представляют собой самое опасное природное явление. Однако землетрясения возникают и от других причин.

Подземные толчки другого типа сопровождают вулканические извержения. И в наше время многие люди все еще считают, что землетрясения связаны главным образом с вулканической деятельностью. Эта идея восходит к древнегреческим философам которые обратили внимание на широкое распространение землетрясений и вулканов во многих районах Средиземноморья. Сегодня мы также выделяем вулканические землетрясения - те, которые происходят в сочетании с вулканической деятельностью но считаем, что как извержения вулканов, так и землетрясения являются результатом действия тектонических сил на горные породы, и они не обязательно возникают вместе. Сам механизм образования сейсмических волн при вулканических землетрясениях, вероятно, тот же, что и при тектонических.

Третью категорию образуют обвальные землетрясения. Эти небольшие землетрясения, возникающие в районах, где есть земные пустоты и горные выработки. Непосредственная причина колебаний грунта заключается при этом в обрушении кровли шахты или пещеры. Часто наблюдаемая разновидность этого явления - так называемые горные "горные удары". Они случаются, когда напряжения, возникающие вокруг горной выработки, заставляют большие массы горных пород резко, со взрывом, отделятся от ее забоя, возбуждая сейсмические волны.

Последний тип землетрясений - это искусственные, производимые человеком взрывные землетрясения, возникающие при обычных или ядерных взрывах. Подземные ядерные взрывы, производившиеся в течение последних десятилетий на ряде испытательных полигонов в разных местах земного шара, вызвали довольно значительные землетрясения. Когда в скважине глубоко под землей взрывается ядерное устройство, высвобождается огромное количество ядерной энергии. За миллионные доли секунды давление там подскакивает до величин, в тысячи раз превышающих атмосферное давление, а температура увеличивается в этом месте на миллионы градусов. Окружающие породы испаряются, образуя сферическую полость диаметром во много метров. Полость разрастается, пока кипящая порода испаряется с ее поверхности, а породы вокруг полости под действием ударной волны пронизываются мельчайшими трещинами.

За пределами этой трещиноватой зоны, размеры которой измеряются иногда сотнями метров, сжатие в горных породах приводит к возникновению сейсмических волн, распространяющихся во всех направлениях. Когда первая сейсмическая волна сжатия достигает поверхности, грунт выгибается вверх и, если энергия волны достаточно велика, может произойти выброс поверхностных и коренных пород в воздух с образованием воронки. Если скважина глубокая, то поверхность только слегка растрескается и порода на мгновение поднимается, чтобы затем снова рухнуть на подстилающие слои.

Причины землетрясений

Причину практически любого землетрясения можно объяснить с помощью теории тектоники плит. Ее основная идея заключается в том, что внешняя оболочка Земли состоит из нескольких крупных и прочных пластин, которые называются плитами. Каждая плита уходит на глубину примерно 80 км, плиты перемещаются относительно друг друга по поверхности подстилающих более мягких пород. Краевые части каждой плиты соприкасаются с другими плитами, и как результат горные породы оказываются под действием больших деформирующих, тектонических сил. Основным местом очагов землетрясений являются срединно-океанические хребты, являющиеся зонами разрастания океанического дна. Эти зоны спрединга нарушены прерывистыми горизонтальными смещениями, соответствующие зонам горизонтального сдвига. Таким образом вдоль океанического хребта образуется зона трансформных разломов, вдоль которых чаще всего наблюдаются землетрясения. Местом, же, погребения плит служат глубоководные желоба - зоны субдукции, в которых поверхностные породы, буквально, «заталкиваются» вглубь Земли. Таким образом, землетрясения происходящие вдоль океанических хребтов, связаны с ростом плит. Вдоль этих подводных горных цепей обнаружено огромное количество разрывов и обрушенных блоков. Именно при таком дроблении пород высвобождается энергия землетрясений. Когда в районе океанического желоба плита изгибается вниз в ней образуются трещины и разрывы, возбуждая мелкофокусные землетрясения. Когда в районе океанического желоба плита изгибается вниз, в ней образуются трещины и разрывы, возбуждая мелкофокусные землетрясения. В процессе ее погружения создаются дополнительные напряжения, которые приводят к дальнейшим деформациям и дроблению, в результате чего происходят глубокофокусные землетрясения. Гипоцентры таких землетрясений, возникающие вдоль опускающейся плиты, образуют ту самую наклонную сейсмическую зону удивительно правильной формы - зону Беньофа. В конце концов на глубине 650 - 700 км либо материал плиты полностью поглощается глубинными породами и смешивается с ними, либо его свойства меняются настолько, что сейсмическая энергия больше не может выделяться. Из этого следует ряд выводов, помогающих понять природу землетрясений.

Во-первых, на краях взаимодействующих плит должно происходить гораздо больше землетрясений, так называемых межплитовых землетрясений, чем во внутренних частях плит. Но никакого логичного объяснения тектоника плит этим землетрясениям не дает. Такие внутриплитовые землетрясения возникают, очевидно под действием более локальной системы напряжений, связанных, возможно, с изменениями температуры, глубины залегания и прочности поверхностных пород. Ряд землетрясений такого рода отмечен и в США. Самые крупные из них - серия сильнейших землетрясений, обрушившихся на район Нью-Мадрида в штате Миссури в 1811-1812 гг. Они причинили серьезный ущерб этому району и ощущались даже в столице США Вашингтоне. Возможно, эти землетрясения были вызваны огромной тяжестью аллювиальных отложений, распространенных вдоль всего бассейна реки Миссисипи от Мексиканского залива до окрестностей Нью-Мадрида а возможно и интрузиями плотных горных пород, взброшенных в этом районе по разломам.

Во-вторых, из-за того, что на плиты действуют силы разных направлений, механизм и размеры очагов землетрясений оказываются различными в разных частях плиты. Только около 10% возникающих на Земле сейсмических толчков происходит в пределах глобальной системы океанических хребтов, и они дают всего лишь около 5% сейсмической энергии всех землетрясений мира. При сейсмических толчках, возникающих под океаническими желобами, выделяется более 90% мировой сейсмической энергии мелкофокусных землетрясений и большая часть энергии промежуточных и глубокофокусных землетрясений. Большинство крупнейших землетрясений, таких как Чилийское 1960 г. и Аляскинское 1964 г., возникло в зонах субдукции в результате поддвигания одной плиты под другую.

В - третьих, громадные размеры плит и устойчивая скорость их разрастания дают основание считать, что на краях плиты темп проскальзывания должен оставаться в среднем постоянным в течение многих лет. Следовательно, если в двух районах, расположенных вдоль какого-либо желоба на некотором расстоянии один от другого, происходит такое проскальзывание, вызывая землетрясения, то можно ожидать, что такой же процесс происходит и в промежутке между ними. Это позволяет предположить, что выявленные за весь период наблюдений закономерности в расстояниях и промежутках времени между сильными землетрясениями, возникающими вдоль границ крупной плиты, по крайней мере приблизительно указывают на то место, где в скором времени могут произойти другие сильные землетрясения. На ней жирными штрихами показаны места разрывов, которые должны были возникнуть при некоторых крупных землетрясениях в последнее время. Если нанести на эту схему все эпицентры таких мелкофокусных землетрясений за последние 30-40 лет, то они покроют многие участки границ этих двух плит. Однако останутся зоны сейсмического молчания, в которых, возможно, и произойдет в будущем подвижка плит, а следовательно, возникнут сильные землетрясения. В пределах Калифорнии имеется такая зона: она располагается на разломе Сан-Андреас между районами Сан-Францисского землетрясения 1906 г. на севере и Форт-Техонского 1857 г. на юге. Заметим, что для восточного и южного краев Карибской плиты нет исторических данных о крупных мелкофокусных землетрясениях: это означает, что никакие предположения о сейсмической опасности в протяженных «тихих» зонах не имеют здесь веских оснований.

Типы сейсмических волн, возникающих при землетрясениях

Горные породы Земли обладают упругими свойствами, и это заставляет их деформироваться и вибрировать под действием приложенных сил сжатия и растяжения. Исходя из этого существует только три типа сейсмических волн. Из них только два типа распространяются внутри объема горных пород. Более быстрые из этих объемных волн называются первичными (Р) или продольными волнами(рис. 11) . Их движение имеет тот же характер, что и у звуковых волн, т. е. при своем распространении они попеременно давят на горные породы - сжимают их или создают в них разрежение - растягивают их . Эти Р-волны, подобно звуковым волнам, способны проходить и через твердые породы, например гранитные горные массивы, и через жидкости, такие как вулканическая магма или вода океанов. Следует отметить, что из-за сходства этих волн со звуковыми часть Р-волн, выходя из глубин Земли к ее поверхности, может передаваться в атмосферу в виде звуковых волн, воспринимаемых животными и людьми, если частота их окажется в интервале слышимости. Более медленные волны, проходящие через горные породы, называются вторичными (S) или поперечными волнами(рис. 11). При своем распространении они сдвигают частицы вещества в стороны, под прямым углом к направлению своего пути. Простое наблюдение ясно показывает, что если какой-то объем жидкости сдвинуть в сторону или повернуть, то он не вернется затем на прежнее место. Из этого следует, что поперечные волны не могут проходить через те участки Земли, которые состоят из жидкости, например через океаны.

Фактическая скорость продольных и поперечных сейсмических волн зависит от плотности и упругих свойств горных пород и грунтов, через которые эти волны проходят. В большинстве случаев при землетрясениях продольные волны ощущаются первыми. Их действие похоже на удар воздушной волны, которая создает грохот и треск стекол в окнах. Спустя несколько секунд приходят поперечные волны, которые раскачивают все на своем пути вверх-вниз и из стороны в сторону и смещают поверхность грунта как по вертикали, так и по горизонтали. Именно эти колебания и приводят к наибольшему повреждению построек.

Сейсмические волны третьего типа называются поверхностными волнами(рис. 11), поскольку их распространение ограничено зоной, близкой к поверхности грунта. Такие волны подобны ряби, расходящейся по поверхности озера. Наибольшие колебания происходят на самой поверхности, а с глубиной амплитуда волн становится меньше и меньше. Поверхностные волны, создаваемые землетрясениями, делятся на два вида. Первый называется волнами Лява. Эти волны в сущности то же самое, что поперечные волны без вертикальных смещений; они заставляют частицы грунта колебаться из стороны в сторону в горизонтальной плоскости, параллельной поверхности Земли, но под прямым углом к направлению своего распространения. Воздействие волн Лява состоит в горизонтальных колебаниях, которые передаются основаниям построек и, следовательно, могут вызвать разрушения. Второй вид поверхностных волн известен под названием волн Рэлея. Как и в обычных морских волнах, частицы материала, захваченного волнами Рэлея, движутся по вертикали и по горизонтали в вертикальной плоскости, ориентированной по направлению распространения волн. Как показано каждая частица породы при прохождении волны движется по эллипсу. Поверхностные волны распространяются медленнее, чем объемные, и из двух видов поверхностных волн обычно волны Лява приходят быстрее, чем Рэлея. Таким образом, когда из очага землетрясения волны расходятся в разные стороны в земной коре, то можно предсказать, каким именно образом отделятся друг от друга разные типы волн. Волны Лява вертикальными приборами не записываются. Поскольку волны Рэлея содержат вертикальную составляющую, они могут воздействовать на воду, например в озерах, тогда как волны Лява, которые не про ходят через воду, действуют только на прибрежные части озер и океанских заливов, заставляя воду смещаться взад-вперед и перемешиваться, как у стенок вибрирующего бака.

Объемные волны обладают и другим свойством, влияющим на производимые ими сотрясения: при распространении через пласты горных пород земной коры они отражаются от границ между породами разного типа или преломляются на этих границах. Кроме того, какая бы волна ни испытывала отражения или преломления, часть энергии волн одного типа идет на образование волн другого типа. Возьмем простой пример: продольная волна подходит снизу к подошве слоя аллювия; при этом часть энергии будет передаваться вверх в виде продольной волны (Р), а часть превратится в поперечные колебания (S) (еще одна часть энергии отразится обратно вниз в виде Р и S волн). Из сказанного становится понятно, почему на суше после первых толчков при сильных колебаниях грунта обычно ощущают волны двух видов. Но если во время землетрясения вы окажетесь в море, то почувствуете, что судно воспринимает только один вид колебаний, передаваемый Р-волнами, так как S-волны не проходят через воду. Тот же эффект возникает, когда при сейсмических колебаниях в песчаных слоях происходит разжижение. Энергия поперечных волн, проходящих через разжиженные слои, постепенно уменьшается, и в конце концов проходят только продольные волны. Когда Р- и S-волны достигают поверхности грунта, большая часть их энергии отражается обратно в земную кору, так что на поверхность почти одновременно воздействуют волны, движущиеся и вверх, и вниз. Поэтому вблизи поверхности, как правило, происходит значительное усиление колебаний: иногда их амплитуда вдвое превышает амплитуду приходящих волн. Это при поверхностное увеличение амплитуды усиливает разрушения, производимые на поверхности Земли. В самом деле, при многих землетрясениях горнорабочие отмечали в подземных выработках колебания более слабые, чем ощущали люди на поверхности. И последнее, что стоит сказать здесь по поводу сейсмических волн. Имеются убедительные доказательства - как наблюдавшиеся на практике, так и теоретические, - что на сейсмические волны действуют и грунтовые условия, и рельеф местности(рис. 12).

Распространение упругих волн

Упругие свойства однородного изотропного твердого тела можно выразить с помощью двух констант: µ и k, где k Ї объемный модуль упругости, или модуль всестороннего сжатия; для гранита он равен приблизительно 266469 атм. Для воды - около 157907 атм. µ Ї модуль сдвига; для гранита он равен 157907 атм. Для воды µ = 0.

Через твердое тело с плотностью с распространяются два типа упругих волн:

Продольные волны - скорость для гранита = 5,5 км/с, а для воды ? = 1,5 км/с.

Поперечные волны - скорость для гранита в = 3,0 км/с, а для воды в = 0 км/с.

По свободной поверхности упругого твердого тела распространяются два вида поверхностных волн:

Волны Рэлея - скорость , где в - скорость поперечных волн в данной горной породе.

Волны Лява (для слоистой твердой среды) - скорость , где - скорости поперечных волн в поверхностном и нижележащем слоях соответственно.

Параметры гармонических колебаний выражаются через период Т и длину волны л:

Скорость распространения волны н= л/T

Частота колебаний .

Интенсивность землетрясений. Магнитуда

Землетрясение в южной Италии в декабре 1857 г. было столь разрушительным, что местные коммуникации были нарушены и прошла почти неделя, прежде чем известие о его размерах достигло областей за пределами Неаполитанского королевства. Сразу же после этого Роберт Маллет обратился в Лондоне к Королевскому обществу с просьбой о разрешении на поездку, и в феврале 1858 г. ему удалось прибыть в Неаполитанское королевство. Здесь он провел два месяца, выполняя первое научное полевое исследование, глубокое и всестороннее, эффектов сильнейшего землетрясения.

В методы Маллета входило детальное картирование и систематизация сведений об ощущениях людей при землетрясении, разрушении зданий и нарушениях земной поверхности. Таким путем он стремился измерить силу и распределение колебаний грунта. Соединяя на карте линиями места с одинаковой степенью разрушений, или с одинаковой интенсивностью сотрясений (он называл их изосейсмальными линиями, теперь такие линии называют изосейстами), он определил эпицентр землетрясения и, следовательно, установил положение источника сейсмических волн, кроме того, характер расположения изосейст позволил Маллету судить о том, как уменьшается воздействие сотрясений с расстоянием, и оценить относительные размеры землетрясения. В течение многих десятилетий после работ Маллета сейсмологи использовали интенсивность сотрясений как самую распространенную меру величины землетрясения. Интенсивность определяется, по степени повреждения искусственных сооружений, по нарушению поверхности грунта и характеру реакции животных на сотрясения. Первая современная шкала интенсивности была разработана де Росси в Италии и Форелем в Швейцарии в 1880-х годах. Эта шкала, которая все еще иногда используется при описании землетрясений, состоит из десяти градаций (баллов): от I доХ. Более совершенная шкала, 12 - балльная, была разработана в 1902 г. итальянскими сейсмологом и вулканологом Меркалли. Один из вариантов этой шкалы, известный как стандартная шкала интенсивности Меркалли. Он разработан Х.О. Вудом и Ф. Нойманном (Ньюманом) в применении к особенностям построек, характерным для Калифорнии (и для большей части США вообще). Оценка интенсивности землетрясения по описательной шкале основана не на измерениях колебаний грунта с помощью каких - либо инструментов, а на непосредственных наблюдениях воздействия землетрясения в плейстосейстовой зоне. Описательная шкала и сейчас сохраняет свое значение, так как, во-первых, во многих сейсмичных районах пока нет сейсмографов для измерения сильных движений и, во-вторых, длительная история землетрясений в сейсмоактивных районах составлена именно из таких описаний. Строго количественная шкала, применимая к землетрясениям как в населенных, так и в ненаселенных районах, была разработана Вадати в Японии в 1931 г. и усовершенствована Чарльзом Рихтером в 1935 г. в Калифорнии. Суть шкалы состоит в измерении амплитуд волн, записываемых сейсмографом. Эта идея подобна той, которая давно уже используется астрономами для градуировки размеров звезд по звездных величин, основанной на сравнительной яркости звезд при наблюдении через телескоп.

Рихтер связал амплитуду колебания с безразмерной величиной, которая получила название магнитуда. А связь ее с амлитудой осуществлялась довольно просто формулой:

,

где f -- корректирующая функция, вычисляемая по таблице в зависимости от расстояния до эпицентра. Энергия землетрясения примерно пропорциональна , то есть увеличение магнитуды на 1,0 соответствует увеличению амплитуды колебаний в 10 раз и увеличению энергии примерно в 32 раза. Таким образом можно вычислить магнитуду любых типов волн:

Магнитуда объёмных волн

где A -- амплитуда колебаний земли (в микрометрах), T -- период волны (в секундах), и Q -- поправка, зависящая от расстояния до эпицентра D и глубины очага землетрясения h.

Магнитуда поверхностных волн

Эти шкалы плохо работают для самых крупных землетрясений -- при магнитуде равно 8 наступает насыщение.

Поскольку землетрясения весьма сильно различаются по величине, амплитуды сейсмических волн могут различаться в тысячи раз. Поэтому удобнее всего сжать диапазон амплитуд с помощью какого-либо математического преобразования. Рихтер определил магнитуду (величину) местного землетрясение десятичный логарифм максимальной амплитуды сейсмической волны (в тысячных долях миллиметра), записанной стандартным сейсмографом на расстоянии 100 км от эпицентра землетрясения. Это означает, что если магнитуда оказывается больше на единицу, то амплитуда волн возрастает в 10 раз. Сейсмографом, принятым в качестве стандартного для деления магнитуды местных толчков, является прибор Вуда - Андерсона или его эквивалент. Как свет кажется более тусклым при увеличении расстояния от источника, точно так же чем дальше источник землетрясения от сейсмографа, тем меньше амплитуда сейсмических волн. Очаги землетрясений могут находиться любом расстоянии от сейсмостанции. Поэтому в дальнейшем. Рихтер разработал метод расчета магнитуды землетрясения с учетом затухания волн при увеличении эпицентрального расстояния.

Тип используемой для вычислений сейсмической волны особо не оговаривался; единственное требование состояло в том, чтобы выбранная волна - продольная, поперечная или поверхностная - имела наибольшую амплитуду.

В настоящее время использование понятия магнитуды изменилось до неузнаваемости по сравнению с первоначальным. Такое удобство, как описание величины землетрясения с помощью всего лишь одной числовой характеристики - магнитуды, потребовало, чтобы метод был расширен и учитывал записи сейсмографов разных типов, размещенных по всему миру. Соответственно этому появился целый ряд магнитудных шкал, основанных на различных формулах вычисления эпицентральных расстояний и разных способах выбора требуемой амплитуды волн. Имеются три главных направления в использовании данных о магнитуде землетрясения. Во-первых, эта характеристика принята как мера относительной величины землетрясения и поянятна не только ученым, строителям и инженерам, но и широкой пу блике; по магнитуде можно судить, хотя бы приближено о масштабе землетрясения. во-вторых, понятие магнитуды используется в непрекращающихся попытках выработать всеобъемлющий договор о запрещении ящерных испытаний: исследования показали, что сравнение различных видов магнитуд - один из лучших способов отличить ядерный взрыв от землетрясения, вызванного естественными причинами. В-третьих, на основе магнитуд отмеченных ранее землетрясений дается приближенный прогноз максимального ускорения колебаний грунта при землетрясениях, ожидаемых на участке крупного строительства. Эта информация используется при проектировании сооружения, способного выдержать такие сильные колебания грунта.

Из определения магнитуды следует, что шкала магнитуд не I имеет ни верхнего, ни нижнего предела, хотя сама величина землетрясения определенно ограничена сверху конечным значением прочности пород земной коры. В нашем столетии два или три землетрясения, записанных сейсмографами, имели магнитуду 8,9 по шкале Рихтера. Сан-Францисское землетрясение 1906 г. имело магнитуду 8,25, а магниту да сильнейшего Чилийского землетрясения 22 мая 1960 г. составила 8,5. Вообще говоря, для того чтобы вблизи источника сейсмических волн возникли серьезные разрушения, магнитуда мелкофокусных землетрясений должна быть, как правило, больше 5,5(рис. 13).

Таким образом, магнитуда землетрясения -- величина, характеризующая энергию, выделившуюся при землетрясении в виде сейсмических волн. Первоначальная шкала магнитуды была предложена американским сейсмологом Чарльзом Рихтером в 1935 году, поэтому в обиходе значение магнитуды ошибочно называют шкалой Рихтера.

Роль воды в возникновении землетрясений

Известно, что почти везде в нескольких метрах под поверхностью Земли горные породы пропитаны грунтовыми водами. Вода насыщает породы и заполняет в них все трещины и поры. Ученые исследовали, что происходит с образцами водонасыщенных пород, когда их подвергают лабораторному испытанию на сжатие, для чего используются мощные прессы, похожие на автомобильные домкраты. Оказалось, что при некоторых условиях под действием касательных напряжений объем "влажных" пород увеличивается, а не уменьшается. Это увеличение объема при деформации называется дилатансией. Оно свидетельствует о том, что с возрастанием давления, объем горных пород может увеличиваться за счет открытия множества микротрещин и их дальнейшего расширения. Грунтовая вода, которая попадает в эти микротрещины, гораздо менее сжимаема, чем воздух, поэтому давление не может легко закрыть их.

Предположим, что нам удалось с помощью какого-то инструмента заглянуть внутрь земной коры во время ее деформирования. Прежде всего медленное деформирование коры под действием локальных тектонических сил приводит к появлению во всем блоке затронутых горных пород множества микротрещин. С течением времени происходит диффузия воды в трещины и заполнение их. В этот период объем блока увеличивается - идет дилантасия, и этот процесс можно обнаружить на поверхности по вспучиванию грунта, достаточно большому, чтобы его можно было заметить при нивелировании, или по движению установленных на побережье реперов - футштоков. Такие изменения, происходящие в горных породах, должны сначала ослабить их, особенно в зонах разломов; затем давление воды в трещинах понижает суммарную величину всестороннего сжатия, так что вдоль разлома может распространиться крупная трещина. По ней начинается и развивается упругая отдача деформированных горных пород. До сего времени такая последовательность событий, предшествующих землетрясению, еще никогда не наблюдалась непосредственно, но имеются по меньшей мере косвенные данные о том, что нечто подобное действительно происходит. Так или иначе, очень полезно поразмышлять о процессах, приводящих к землетрясениям, когда мы уже стали находить их правдоподобные предвестники - быстрое изменение уровня дневной поверхности, наклон поверхности земли и флюктуации уровня воды в скважинах и колодцах.

Несомненно, что трещины, образующиеся при деформации земной коры, дают хорошее объяснение как форшоков, так и афтершоков. Причиной форшоков можно считать возникновение зачаточных разрывов в деформированном и растрескавшемся материале, - по разлому, который раньше не развивался, так как условия для этого еще не созрели. Однако форшоки слегка изменят поле напряжений и могут повлиять на движение воды и распределение микротрещин. После нескольких предварительных разрывов произойдет вспарывание более длинного шва, что и служит причиной главного удара землетрясения. Резкая подвижка горных пород вдоль главного разрыва вместе с вызванными ею сильными колебаниями и локальным выделением тепла создадут физическую обстановку, весьма отличную от той, которая существовала до землетрясения; в результате могут образоваться дополнительные разрывы и возникнуть афтершоки. Шаг за шагом энергия деформации в районе будет уменьшаться, подобно тому так кончается завод у часов, пока - возможно спустя несколько месяцев - не восстановятся стабильные условия. Вспарывание началось; возникли колебания грунт. Первая подвижка происходит в фокусе (гипоцентре) землетрясения, в некотором блоке земной коры. Затем процесс распространяется в плоскости разлома во всех направлениях. Заметим, что фронт разрастания подвижки перемещается не равномерно, а скачками. Это объясняется тем, что физические свойства пород коры меняются от места к месту, а давление вышележащих пород, действующее в каждой данной точке коры, уменьшается к поверхности. Таким образом, фронт разрастания подвижки может в каком-то месте почти остановиться; затем вследствие перестройки поля упругих напряжений он может совершить резкий скачок и сравняться по скорости с проскальзыванием на других участках разлома. Если этот фронт достигает дневной поверхности (что происходит только в небольшом числе случаев при мелкофокусных землетрясениях), он создает видимый след разлома.

Протяженность фронта вспарывания зависит от степени деформации в породах всего района. Вспарывание будет продолжаться до тех пор, пока оно не достигнет места, в котором породы не столь деформированы, чтобы разрыв мог продвигаться дальше. Тогда процесс вспарывания завершается. Когда это произойдет, смежные крылья разлома окажутся после отскока в менее деформированном состоянии. В процессе вспарывания крылья разлома трутся друг о друга, так что некоторая энергия расходуется на трение и дробление породы. Происходит локальный разогрев поверхности разрыва. В то же самое время генерируются сейсмические волны: как в результате упругой отдачи контактирующих блоков у поверхности разрыва, так и в результате трения и дробления пород.

Если бы в горных породах не было воды, то не происходило бы и тектонических землетрясений. Причин этому много. Прежде всего, если вычислить гидростатическое давление в земной коре на глубине 5 км, обусловленное весом вышележащих пород, то окажется, что оно равно прочности гранита и подобных ему пород (т. е. тому давлению, которое порода может выдержать, не разрушаясь) при давлении. (1000 бар) и температуре (500°С), соответствующих этой глубине. На больших глубинах из-за того, что гидростатическое давление там уже больше прочности пород, можно было бы ожидать, что породы будут течь и деформироваться пластически, а не подвергаться хрупкому разрушению (вызывая тем самым землетрясения). В самом деле, если образец прочной гранитной породы подвергнуть в лаборатории сжатию при соответствующих условиях температуры и давления, то в нем в общем случае проявится текучесть, а не хрупкость. Тем не менее, землетрясения происходят, и, таким образом, мы имеем перед собой некий парадокс. В соответствующих экспериментах подвижки, - возможно, вода создает на плоскостях скольжения некоторое подобие смазки. Эти рывки соответствуют резкому понижению всестороннего давления. При мелкофокусных землетрясениях касательное напряжение, т.е. напряжение, ориентированное вдоль разлома, резко падает на величину в несколько десятков - сотен атмосфер. Именно поэтому вода присутствующая в породах вдоль зоны разлома, ослабляет их, в результате чего при сейсмической подвижке снимается только совсем малая часть касательного напряжения. В глинке трения и других глинистых породах часто видны, по крайней мере у поверхности, прямые свидетельства сдвигового проскальзывания, происходившего во влажных условиях: плотно притертые блоки слоистых пород с бороздками на так называемых зеркалах скольжения. Следовательно, в большинстве сейсмоактивных зон на глубине имеется, по-видимому, достаточно много воды, и примечательно, что вода часто присутствует в источниках и глубоких скважинах вдоль крупных разломов. В результате была установлена чрезвычайно тесная зависимость между количеством закачанной жидкости и местной сейсмической активностью. Когда поровое давление жидкости достигало некоторой пороговой величины, сейсмическая активность возрастала. Когда при откачке воды давление падало, сейсмическая активность уменьшалась. И опять-таки надо подчеркнуть, что скважины в районе Рейнджли проходят через древние разломы и земная кора в этом районе уже находилась в состоянии некоторой тектонической деформации, на что указывает возникновение небольших землетрясений в предшествующие годы. Так что можно предотвратить землетрясения путем нагнетания воды в местах строительства.

Разломы в недрах земли

землетрясение волна магнитуда сейсмический

Нередко в таких местах как дорожные выемки или утесы на берегу моря, замечают резкие изменения структуры горных пород. В некоторых местах видно, как порода одного типа упираются в породы совершенно иного типа, отделяясь от них узкой линией контакта. В других местах пласты одной и той же породы несомненно испытали смещения, вертикальные или горизонтальные. Такие резкие изменения геологической структуры называются разломами. Длина разломов может колебаться от нескольких метров многих километров. Наличие таких разломов указывает на то, что когда-то в прошлом вдоль них происходили те или иные движения. Мы знаем теперь, что такие движения могут быть либо медленным проскальзыванием, которое не производит никаких колебаний грунта, либо резким вспарыванием, вызывающим ощутимые вибрации - землетрясения. При большинстве землетрясений возникающий разрыв не достигает дневной поверхности и поэтому его нельзя непосредственно увидеть. Разломы обнаруживаемые на поверхности, иногда уходят на значительную глубину внутрь внешней оболочки Земли; эту оболочку называют земной корой. Она представляет собой каменную скорлупу толщиной от 5 до 40 км и составляет верхнюю часть литосферы. Разломы в свою очередь делятся на: не активные (асейсмичные) разломы, которые не становятся источниками землетрясений и может быть не станут ими никогда, и активные разломы, разломы по которым может происходить смещение блоков земной коры. Кстати именно благодаря разломам за последнее тысячелетие образовалось огромное количество депрессионных озер и родников и свежие сбросовые уступы. Как на суше так и под водами океана смещения по разломам можно разделить на три типа. Плоскость разрыва пересекает горизонтальную поверхность грунта по линии, идущей под каким-то углом к направлению на север. Этот угол называется углом простирания разлома. Сама плоскость разлома обычно не вертикальна и уходит в глубь Земли под некоторым углом. Если породы на той стороне разлома, которая нависает над трещиной (говорят: на висячем боку разлома), смещаются вниз и оказываются ниже, чем на противоположной стороне, то перед нами сброс. Угол падения сброса изменяется от О до 90°. Если же висячий бок разлома смещен вверх относительно нижнего, лежачего, бока, то такой разлом называется взбросом. Взбросы с малым углом падения называются надвигами. Разломы, возникающие в очагах землетрясений в области океанических хребтов, - это преимущественно сбросы, а в глубоководных желобах возникает много землетрясений, связанных с подвижками типа надвига.

И сбросы, и взбросы характеризуются вертикальными смещениями, которые на поверхности имеют вид структурных уступов; движение в обоих случаях происходит по падению (или по восстанию) плоскости разлома. Если же, напротив, с разломом связаны только горизонтальные смещения по простиранию, то такие разломы называются сдвигами(рис. 16). Существует еще и такое явление, как проскальзывание, обычно это явление асейсмичное, т.е. не приводит к землетрясениям. Если на подобных разломах землетрясения все таки возникают, скорость проскальзывания может увеличится на короткое время. Очень интересна и сома природа проскальзывания: в течение многих Раздробленные и сильно деформированные породы образуют в этой зоне полосу, ширина которой местами измеряется многими метрами. В течение миллионов лет прерывистые, однако частые дифференцированные движения по разлому дробили и перетирали породы, доводя их до состояния тонкозернистого порошка или пыли. Просачивающаяся вода в свою очередь изменяла их. в результате чего образовывались глины и песчанистые илы - алевриты. В конце концов в зоне разлома появлялась скользкая илистая масса, называемая глинкой трения. Когда поперек какого-либо отрезка разлома проходят туннель идя траншею, то обнаруживается, что зона глинки часто представляет собой барьер, почти непроницаемый для воды; зеркало грунтовых вод по разные стороны от этой зоны иногда оказывается на разных уровнях вот почему вдоль разломов встречаются заболоченные места и родники.