Землетрясения

ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ (а. earthquakes, shocks; н. Erdbeben, unterirdische Stoße; ф. tremblements de terre, seismes, seсоusses seismiques; и. terremoto, temblor de tierra) — колебания (сотрясения) поверхности и недр Земли, вызываемые в основном внезапным, быстрым смещением крыльев существующих (или вновь образующихся) тектонических разрывов; способны передаваться на большие расстояния.

Возникновение землетрясений на крупных разломах (согласно теории упругой отдачи) происходит при длительном смещении в противоположные стороны тектонических блоков или плит, контактирующих по разлому. При этом силы сцепления удерживают крылья разлома от проскальзывания и зона разлома испытывает постепенно возрастающую сдвиговую деформацию, при достижении ею некоторого предела происходит "вспарывание" разлома и смещение его крыльев. Землетрясения на вновь образующихся разломах рассматриваются как результат закономерного развития систем взаимодействующих трещин, объединяющихся в зону повышенной концентрации разрывов, в которой образуется магистральный разрыв, сопровождающийся землетрясением. Объём среды, где снимается часть тектонических напряжений и высвобождается некоторая доля накопленной потенциальной энергии деформации, называется очагом землетрясения. Количество энергии, выделяющееся при одном землетрясении, зависит главным образом от размеров сдвинувшейся поверхности разлома.

Максимально известная длина разломов, вспарывавшихся при землетрясении, находится в диапазоне 500-1000 км (Камчатское землетрясение, 1952; Чилийское, 1960, и др.), крылья разлома смещались при этом до 10 м. Пространственная ориентация разлома и направление смещения его крыльев получили название механизма очага землетрясения. Процессы в очаге землетрясения в основном недоступны для прямых измерений. Поэтому для определения местоположения сейсмических очагов и изучения их свойств используется регистрация излучаемых при землетрясении объёмных сейсмических волн (продольная R и поперечная S), а также возбуждённых ими в земной коре поверхностных волн (в том числе волны Лява LQ и Рэлея LR). По наблюдениям сейсмических станций определяют то место (точку), где началось вспарывание разрыва (а если вспарывание было прерывистым, то и места остановок вспарывания). Эта точка называется гипоцентром землетрясения, проекция гипоцентра на поверхность Земли — эпицентром землетрясения.

Для слабых землетрясений понятия очаг и гипоцентр можно рассматривать как синонимы, но для сильных землетрясений они принципиально различаются. Упрощённая проекция очага на земную поверхность обычно имеет вид эллипса (или системы эллипсов). Эпицентр, как правило, располагается существенно несимметрично относительно центра проекции очага, вблизи одного из концов эллипса. До 20 в., т.е. до начала приборных наблюдений, очаг землетрясения оконтуривался только по наблюдениям над проявлениями землетрясения на поверхности Земли или по макросейсмическим наблюдениям (при этом за эпицентр принимался геометрический центр очага).

Для энергетической классификации землетрясения на практике пользуются его магнитудой (М или m). Под магнитудой (иногда неправильно называют интенсивностью землетрясения по шкале Рихтера) понимается логарифм отношения максимального смещения земной поверхности в волне данного типа или максимальной скорости смещения к аналогичной величине для землетрясения, магнитуда которого условно принята равной нулю. Классификация землетрясения по магнитуде введена в 1935 американским сейсмологом Ч. Рихтером применительно к территории Калифорнии (США), в начале 40-х гг. она применена Б. Гутенбергом и Рихтером для энергетической классификации землетрясения всего мира.

Для расчёта М используется эмпирический закон изменения максимальной амплитуды сейсмической волны (А) или скорости колебаний (А/Т) с эпицентральным расстоянием (D), т.е. расстоянием до эпицентра землетрясения, — так называемая калибровочная функция s(D):М= lgA + sA(D) или М=lgA/Т + sA/Т(D), где Т — период волны. Максимально известное значение М приближается к 9,0.

За год на земном шаре в среднем происходит по одному землетрясению с М>=8,0; 10 землетрясений с М = 7,0-7,9; 100 — с М=6,0-6,9; 1000 — с М=5,0-5,9; 10 000 землетрясений с М=4,0-4,9. На территории CCCP магнитуда, например, Камчатского землетрясения (1952) составила 8,5, Кеминского (1911) — 8,2 Ашхабадского (1948) - 7,3, Газлинского (1984) — 7,2, Дагестанского (1970) — 6,6, Андижанского (1902) — 6,4, Ленинаканского (1926) — 5,7, Ташкентского (1966) - 5,1, Эстонского (1976) — 4,3.

Для перехода от магнитуды землетрясения к энергии (Е) сейсмических волн обычно пользуются соотношением: lgE = 11,8+1,5 М. В CCCP для классификации землетрясения на близких расстояниях (до 1000 км) широко применяют шкалу энергетических классов (К). В большинстве случаев под классом понимается логарифм энергии (в Дж) сейсмических волн, прошедших через окружающий очаг землетрясения в референц-сферу.

Шкала интенсивности землетрясений радиусом 10 км (в таком понимании класс представляет собой разновидность магнитуды). Значения К определяются с помощью специальной номограммы по сумме амплитуд волн R и S.

Для оценки эффекта землетрясения на поверхности Земли со 2-й половины 19 в. пользуются шкалами интенсивности (балльности) землетрясения, или сейсмическими шкалами. Наиболее распространена 12-балльная шкала, восходящая к шкале Меркалли-Канкани (1902); современный международный вариант этой шкалы — MSK-64 (Медведева-Шпонхойера-Карника). В CCCP употребляется шкала ГОСТа 6249-52 (табл.), в Центральной Европе — шкала Меркалли-Канкани-Зиберга, рекомендованная в 1917 Международной ассоциацией сейсмологии, в США — модифицированная шкала Меркалли (шкала Вуда и Ньюмена, 1931) и т. д.

В некоторых испаноязычных странах (Латинской Америки и др.) используют 10-балльную шкалу Росси-Фореля (1883). В Японии принята 8-балльная шкала Японского метеорологического агентства (сопоставление шкал дано на рис. 1).

Первоначально шкалы были сугубо описательными, но позже было выявлено, что номер балла коррелируется со скоростью движения грунта либо с его ускорением или смещением. При сильных землетрясениях максимальные ускорения могут превышать ускорение свободного падения g, например 1,4 g во время Газлийского землетрясения (9-10 баллов, 1976). Специальные сейсмические шкалы для горных выработок не разработаны, но ориентировочно можно считать, что землетрясение ощущается под землёй на 1 балл слабее, чем на поверхности. Например, по наблюдениям в скважинах в районе г. Токио амплитуда колебаний с частотой 10-20 Гц на глубине 3510 м ослабевала на 60 дБ по сравнению с колебаниями у устья скважин.

При изучении поверхностного эффекта землетрясения (рис. 4) оконтуривают зоны одинаковой балльности. Разграничивающие их линии называются изосейстами. По скорости спада интенсивности с расстоянием можно оценить глубину очага землетрясения (связаны обратной зависимостью). Соотношение между максимальной интенсивностью землетрясения (I₀) и его магнитудой зависит от глубины очага h и в среднем для континентальных зон CCCP может быть представлено соотношением

I₀ +1,5М-3,51g h + 3,0.

Для изучения процесса деформации в сейсмоактивных зонах часто пользуются такой характеристикой очага, как сейсмический момент М₀, который определяется как произведение модуля сдвига среды, среднего сдвига крыльев разлома и площади разлома. Сейсмический момент рассчитывается обычно по особенностям спектра объёмных или поверхностных сейсмических волн.

При заданной площади и сроке наблюдений и диапазоне магнитуд число землетрясений является показательной функцией магнитуды, график которой в логарифмическом масштабе известен как график повторяемости и иногда используется для сопоставления уровня сейсмичности различных зон. Модель реального сейсмического процесса должна учитывать элементы как случайности, так и периодичности, что иногда наблюдается в некоторых районах. Например, для Курило-Камчатской и соседних зон островных дуг известно усиление сейсмичности с периодом 5,5 лет. Наиболее интересную форму эти представления получили в виде так называемой теории сейсмических брешей, предложенной для Тихоокеанского сейсмического кольца. Te места внутри кольца, где в 20 в. не отмечались сильные землетрясения, рассматриваются как наиболее вероятные для возникновения сильных землетрясений в ближайшее время.

Сейсмический процесс характеризуется также группированием землетрясения. Частные случаи группирования: рой землетрясений; главное землетрясение с последующими толчками (афтершоками); главное землетрясение с предшествующими (форшоками) толчками. Рой землетрясений — это группа (иногда очень многочисленная) мелкофокусных толчков, частота и магнитуда которых в течение определенного срока слабо меняются со временем. Самые сильные толчки распределены внутри роя случайным образом. Афтершоками, число которых может быть очень велико, сопровождаются, как правило, все более или менее сильные землетрясения. Сильнейшие афтершоки могут сопровождаться своими вторичными сериями последующих толчков. Магнитуда сильнейшего афтершока статистически на 1,2 меньше магнитуды основного толчка. Число последующих толчков быстро убывает с глубиной очага землетрясения (глубокофокусные землетрясения афтершоками практически не сопровождаются). В ограниченных зонах перед сильными землетрясениями возникают предваряющие толчки — форшоки. Их появление на фоне длительного сейсмического "молчания" позволяет своевременно предпринять меры предосторожности.

За исторический период землетрясения не раз вызывали разрушения и жертвы. Например, в 1290 в районе залива Бохайвань (Китай) погибло, около 100 000 человек, в 1556 в китайской провинции Шэньси — 830 000 человек, в 1737 в Калькутте (Индия) — 300 000, в 1908 в Мессине (Италия) — 120 000, в 1920 в провинция Ганьсу (Китай) — 180 000, в 1923 в Токио и окрестностях - 143000, в 1976 в Таншане (Китай) - около 240 000 человек. В связи с этим одной из актуальных задач является прогноз места и силы землетрясения, основанный на наблюдениях за флуктуациями различных полей Земли. Более фундаментальная задача — прогноз не только места и силы, но и времени землетрясения, — пока далека от своего полного решения.

Предвестники землетрясения условно подразделяются на долгосрочные и кратковременные. К долгосрочным относятся: деформации земной поверхности на большой площади; изменения отношения скоростей волн R и S, значений скорости волн Р, анизотропии волн S; уменьшение наклона графика повторяемости, переориентация осей напряжений в очагах "фоновых" землетрясений, повышение или понижение микросейсмичности, возникновение предваряющих глубокофокусных толчков, изменение частотного состава сейсмических волн; изменения электрического сопротивления пород и вариаций теллурических токов и геомагнитного поля; ускорения свободного падения; флуктуации уровня грунтовых вод, дебита и состава вод источников, дебита нефтяных скважин, газовых эманации (гелий, радон и др.) и прочее. Для оценки времени (DT) действия долгосрочных предвестников используется ориентировочное соотношение

DT (годы) = 0,5 М-2,9.

Магнитуда готовящегося толчка коррелируется также с радиусом площади предваряющих деформаций r (км):

М = 2 lg r + 4,5.

К краткосрочным предвестникам относятся: вариации наклонов земной поверхности, регистрируемые маятниковыми приборами; флуктуации высокочастотных акустических и электромагнитных полей в приземном слое атмосферы; некоторые флуктуации режима подземных вод и газов и др. Они могут наблюдаться за несколько часов и даже минут до землетрясения. Хотя ни один из предвестников не является надёжным (наблюдаются предвестники, не сопровождающиеся землетрясениями, и землетрясения, не предваряющиеся предвестниками), имеются единичные случаи успешного прогноза времени землетрясения. Трудности предсказания землетрясения усугубляются тем, что во многих пунктах сейсмоактивных зон литосфера находится в столь напряжённом состоянии, что небольшие добавочные напряжения могут ускорить возникновение землетрясения. Естественными факторами "спускового" ("триггерного") действия могут быть большой перепад атмосферного давления над крыльями крупного разлома, та или иная фаза прилива в "твёрдой" Земле, космическое воздействие и пр.

Совокупность землетрясений в пространстве и времени — сейсмичность Земли, или сейсмический процесс, — является одним из видов тектонических процессов, через которые осуществляется эволюция Земли как планеты. Ежегодно в среднем на Земле через землетрясения освобождается порядка 1019 Дж потенциальной тектонической энергии, которая в конечном счёте идёт на разрушение горных пород и их нагрев (это соответствует 0,01% тепловой энергии, излучаемой Землёй в космическое пространство), землетрясения распределены неравномерно и в основном происходят в определенных сейсмоактивных зонах (смотреть карту). В зависимости от глубины очага землетрясения, подразделяют на нормальные землетрясения (до 70 км), промежуточные (80- 300 км) и глубокие или, точнее, глубокофокусные (свыше 300 км). В нормальных очагах выделяется 3/4 общей сейсмической энергии.

Главный пояс сейсмичности, на который приходится около 80% мировой сейсмической энергии (свыше 95% энергии промежуточных и глубокофокусных землетрясений), узкой полосой обрамляет Тихий океан и связан с системой глубоководных желобов (в том числе Курило-Камчатским). Предельно высокая сейсмичность в этой области вызвана поддвигом холодной океанической литосферы под материки, окружающие океан, и окраинные моря. Второй крупный сейсмоактивный пояс — Евроазиатский — протягивается с северо-запада на юго-восток и совпадает со складчатыми горными сооружениями альпийского возраста. К нему примыкает также ряд сейсмоактивных областей новейшей тектонической активизации. В последнее время развиваются представления о том, что землетрясения в этом поясе происходят в результате давления Евроазиатской плиты с одной стороны и Индийской, Аравийской и Африканской плит — с другой. Третий разветвлённый и протяжённый сейсмоактивный пояс приурочен к системе срединно-океанического хребта и характеризуется относительно слабой сейсмичностью, связанной с раздвижением литосферы. Землетрясения небольшой энергии возникают в земной коре и вне перечисленных поясов (например, на Кольском полуострове и Урале).

Оценка и картирование ожидаемого поверхностного эффекта землетрясения на заданной территории называется сейсмическим районированием. Величину ожидаемой интенсивности землетрясения и соответствующие нагрузки кладут в основу расчёта специальных сейсмостойких конструкций, возведение которых в CCCP регламентируется строительными нормами и правилами.

С середины 20 в. техногенное воздействие на земную кору стало одной из причин наведённой сейсмичности. Чаще всего наведённые землетрясения индуцируются в результате заполнения крупных водохранилищ. Например, заполнение водохранилищ Кремасти в Греции (1965-66), Койна в Индии (1962-67) привело к возникновению разрушительного землетрясения с магнитудой 6,0-6,3 и максимальной интенсивностью 8 баллов. Землетрясения, возбуждаемые заполнением водохранилищ, имеют определенные особенности. Они возникают на имеющихся тектонических нарушениях, мелкофокусны, в большей степени, чем обычные, подвержены группированию. Число толчков хорошо коррелируется с высотой воды, но проявляется с отставанием, порядка месяца. По другим данным, сейсмоактивность коррелируется со скоростью заполнения водохранилища. Обычно события развиваются по схеме форшоки — главный толчок — афтершоки. Разность между магнитудами сильнейшего афтершока и главного толчка мала и статистически равна 0,6. Спад частоты афтершоков со временем замедляется. Наклон графика повторяемости аномально велик, одинаково вероятно возникновение как сбросов, так и сдвигов. При стабилизации уровня сейсмичность ослабевает. Землетрясения индуцируются при заполнении лишь больших водохранилищ: глубиной 90 м и более и объёмом свыше 1 км³, но далеко не всеми (примерно в 1/4 случаев). Они возникают в тех случаях, когда имеется гидравлическая связь водохранилища с сейсмогенными (трещиноватыми) пластами и уровень сейсмоактивности невелик (иначе напряжения успевают разрядиться вне зависимости от влияния водохранилища). Появление водохранилища, видимо, не увеличивает максимально возможной энергии землетрясения в данном месте, а только убыстряет возникновение такого события.

Подземные ядерные взрывы, производимые в сейсмоактивных зонах, также способны индуцировать тектонические землетрясения в ближайшей зоне (десятки и сотни км). Например, взрывы на полигоне в штате Невада в США с тротиловым эквивалентом до нескольких Мт инициировали рои в сотни и тысячи толчков, длившиеся от нескольких дней до нескольких месяцев. Магнитуда основного (как правило, первого) толчка роя на 0,6, а других сильных толчков роя на 1,5-2,0 была меньше магнитуды взрыва. Не отмечено случаев инициирования землетрясений, магнитуды которых были бы больше магнитуды взрыва.

Другие примеры наведённой сейсмичности связаны с закачкой воды в скважины при добыче нефти и газа, захоронении отходов, выщелачивании соли. Например, в 1962 в США (штат Колорадо) наблюдались землетрясения, вызванные закачкой отработанных радиоактивных вод в скважину, пробуренную до глубины 3671 м в трещиноватых докембрийских гнейсах. Глубина очагов роя землетрясений составляла 4,5-5,5 км, эпицентры их располагались близ скважины, вытягиваясь в северо-западном направлении. Наблюдения над наведённой сейсмичностью привели к созданию проектов разрядки напряжений или досрочного (в заданное время) возбуждения землетрясения путём закачки воды через глубокие скважины в его очаговую область или прострелки этой области ядерными взрывами.

Имеется много общего в процессах подготовки и в предвестниках землетрясений и горных ударов. Локальные сотрясения земной поверхности могут вызываться сильными горными обвалами, оползнями, обрушением подземных пустот и т.п. Например, в Перу в 1974 в результате оползня объёмом 1,6 млрд. м³ на реке Мантаро возникли сотрясения, эквивалентные тектоническим землетрясениям с магнитудой 4,5. Подъём магмы по вулканическому каналу вызывает особое вулканическое "дрожание", наблюдения за которым иногда позволяют прогнозировать извержение вулкана. Так, в частности, предсказано извержение вулкана Большой Толбачик на Камчатке в 1975.

Для регистрации и изучения землетрясений, используют сейсмографы, которыми оснащаются постоянно действующие или экспедиционные сейсмические станции. С 1960-х гг, ведётся эпизодическая регистрация землетрясений на дне морей и океанов.