МЕХАНИЗМ ВОЗНИКНОВЕНИЯ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ И ЕГО ПАРАМЕТРЫ

Землетрясение тектонического типа, т. е. связанное с внутренними эндогенными силами Земли, представляет собой процесс растрескива­ния, идущий с некоторой конечной скоростью, а не мгновенно. Он предполагает образование и обновление множества разномасштабных разрывов со вспарываением каждого из них не только с высвобождением, но и с перераспределением энергии в некотором объеме. Когда мы го­ворим о том, что сила внешнего воздействия на горные породы превы­сила их прочность, то следует иметь в виду, что в геомеханике четко различают прочность горных пород как материала, которая относи­тельно высока, и прочность породного массива, включающего, помимо материала горных пород, еще и структурные ослабленные зоны. Благо­даря последним прочность породного массива существенно ниже, чем прочность собственно пород.

Скорость распространения разрывов составляет несколько километ­ров в секунду, и этот процесс разрушения охватывает некоторый объем пород, носящий название очага землетрясения. Гипоцентром называет­ся центр очага, условно точечный источник коротко периодных коле­баний (рис. 18.1).

Рис. 18.1. Очаг землетрясения и распространения сотрясений в объеме породы. 1 — область очага, или гипоцентр, 2 — проекция гипоцентра на поверхность Земли — эпицентр. Линии изосейст на поверхности — линии равных сотрясений в баллах

 

В большинстве случаев, хотя и не всегда, разрывы имеют сдвиго­вую природу и очаг землетрясения охватывает определенный объем вокруг него. Сейсмология изучает упругие волны, распространяющие­ся динамически в частотном диапазоне 10"³— 10² Гц со скоростью в 2-5 км/с. Проекция гипоцентра на земную поверхность называется эпицентром землетрясения. Интенсивность землетрясения эпицентра изображается линиями равной интенсивности землетрясений — изо- сейстами. Область максимальных баллов вокруг эпицентра носит на­звание плейстосейстовой области.

Основному подземному сейсмическому удару — землетрясению — обычно предшествуют землетрясения, или форшоки, свидетельствую­щие о критическом нарастании напряжений в горных породах. После главного сейсмического удара обычно происходят еще сейсмические толчки, но более слабые, чем главный удар. Они называются афтершо- ками и свидетельствуют о процессе разрядки напряжений при образо­вании новых разрывов в толще пород.

По глубине гипоцентров (фокусов) землетрясения подразделяются на три группы: 1) мелкофокусные — 0-60 км; 2) среднефокусные — 60-150 км; 3) глубокофокусные — 150-700 км. Но чаще всего гипоцентры землетря­сений сосредоточены в верхней части земной коры на глубине 10-30 км, где кора характеризуется наибольшей жесткостью и хрупкостью.

Быстрые, хотя и неравномерные, смещения масс горных пород вдоль плоскости разрыва вызывают деформационные волны — упругие коле­бания в толще пород, которые, распространяясь во все стороны и дос­тигая поверхности Земли, производят на ней основную разрушающую работу. В гл. 2 уже говорилось о главных типах объемных и поверхно­стных сейсмических волн. К первым относятся продольные — Р (более скоростные) и поперечные — S (менее скоростные) волны (см. рис. 2.2). Ко вторым — волны Лява — L и Рэлея — R. Волны Р представля­ют собой чередование сжатия и растяжения и способны проходить че­рез твердые, жидкие и газообразные вещества, в то время как волны S при своем распространении сдвигают частицы вещества под прямым углом к направлению своего пути.

Скорость продольных волн:

 

где р — модуль сдвига; р — плотность среды, в которой распространя­ется волна; X — коэффициент, связанный с модулем всестороннего сжатия К соотношением

Скорость поперечных волн:

 

Так как модуль сдвига р в жидкости и газе равен 0, то поперечные волны не проходят через жидкости и газы.

Поверхностные волны подобны водной ряби на озере. Волны Лява заставляют колебаться частицы пород в горизонтальной плоскости па­раллельно земной поверхности, под прямым углом к направлению сво­его распространения. А волны Рэлея, скорость которых меньше, чем волн Лява, возникают на границе раздела двух сред и, воздействуя на частицы, заставляют их двигаться по вертикали и горизонтали в вертикальной плоскости, ориентированной в направлении распростра­нения волн.

Поверхностные волны распространяются медленнее, чем объемные, и довольно быстро затухают как на поверхности, так и на глубине. Волны Р, достигая поверхности Земли, могут передаваться в атмосферу в виде звуковых волн на частотах более 15 Гц. Этим объясняется «страш­ный гул», иногда слышимый людьми во время землетрясений.

Сейсмические волны, вызываемые землетрясениями, можно зарегис­трировать, используя так называемые сейсмографы — приборы, в основе которых лежат маятники, сохраняющие свое положение при колебаниях подставки, на которой они расположены. Первые сейсмографы появи­лись 100 лет назад. На рис. 18.2 изображены принципиальные схемы вертикальных и горизонтальных сейсмографов, а также пример сейсмог­раммы — записи сейсмических колебаний, на которых хорошо наблюда­ются первые вступления волн V и S. Отмечая время первого вступления волн, т. е. появления волны на сейсмограмме, и зная скорости их распро­странения, определяют расстояние до эпицентра землетрясения (рис. 18.3, 18.4). В наши дни на земном шаре установлены многие сотни сейсмогра­фов, которые немедленно регистрируют любое, далее очень слабое земле­трясение и его координаты. Начиная с первых сейсмических станций, оснащенных высокочувствительными сейсмографами, созданными ака­демиком Б. Б. Голицыным в начале XX в., сеть таких станций в России непрерывно расширялась, хотя станции располагались неравномерно, учитывая различную сейсмичность регионов. Сейчас этих станций в России более 140, что в 25 раз ниже, чем в Германии, причем только 15 % этих станций оснащено современными цифровыми сейсмографами. Существуют также девять центров сбора и обработки данных, работаю­щих в режимах текущей и срочной обработки. Сведения о текущей сей­смической обстановке регулярно публикуются в сейсмологических бюл­летенях и каталогах. Сейчас происходят развитие и переоснащение сейсмических сетей России современной аппаратурой. Определение глу­бины очага землетрясения представляет собой более сложную задачу, а существующие методы не отличаются точностью.

Интенсивность землетрясений. Интенсивность, или сила, земле­трясений характеризуется как в баллах (мера разрушений), так и поня­тием магнитуда (высвобожденная энергия). В России используется

Wa

m

 

Б -T/l/l/L -

Рис. 18.2. Схема горизонтального сейсмографа с механической записью сейсмограммы острием на закопченном барабане регистратора (А): 1 — станина прибора; 2, 3 — точки крепления стальных нитей к станине; 4, 5 — точки крепления нитей к стержню груза сейсмографа; 6 — груз сейсмографа; 7 — закопченный барабан. Действие вертикального сейсмографа (Б). На горизонтальные толчки прибор реагирует очень слабо

Сейсмограмма

 

20 -

8- мннутныи интервал

График для S-волн

2000 4000 6000 8000Расстояние от эпицентра, км

Время пробега j 5 с момента землетрясения, мин.

t

 

Рис. 18.3. Время пробега сейсмических волн от эпицентра землетрясения, используе­мое для определения расстояния от эпицентра до точки регистрации землетрясения

й

Сейсмостанция

Эпицентр

-------- fjjfj

 

/

S

 

Сейсмостанция

/

/

Гипоцентр

Эпицентр

 

Гипоцентр

Рис. 18.4. В зависимости от удаления регистрирующей сейсмосганции от эпицентра землетрясения увеличиваются время прихода волн Р, S и L и интервал между ними

12-балльная шкала интенсивности землетрясений MSK-64, составлен­ная С. В. Медведевым, В. Шпонхойером и В. Карником (см. аббревиа­туру). Согласно этой шкале, принята следующая градация интенсив­ности или силы землетрясений (рис. 18.5):

• 1-3 балла — слабое;

• 4-5 баллов — ощутимое;

• 6-7 баллов — сильное (разрушаются ветхие постройки);

• 8 — разрушительное (частично разрушаются прочные здания, за­водские трубы);

• 9 — опустошительное (разрушаются большинство зданий);

• 10 — уничтожающее (разрушаются почти все здания, мосты, воз­никают обвалы и оползни);

• 11 — катастрофическое (разрушаются все постройки, происходит изменение ландшафта);

• 12 — губительные катастрофы (полное разрушение, изменение ре­льефа местности на обширной площади).

Степень сотрясения на поверхности Земли, как и площадь, охва­ченная им, зависит от многих причин, в том числе от характера очага,

Сильнейшее когйй-лиБо зарегистрированное

землетрясение ^ ВиЭороЗная Бомба ~~

Аляскинское землетрясение I96U.J Сан-Францисск.ое землетрясение 1906 г.f

ШООООООхЮ18 IOOO ООО *шш

Суточное потребление / электроэнергии Б США "

 

,18

<00 000*10'

Гватемальское землетрясение 1976z.jpl

■>

Итальянское / землетрясение 1980 t.ji

£L юооомо'8 о; =s сО СП- СО (000 *10w

Землетрясение в Сан-ФерканЗо 1971 Землетрясение е Коалинге 1983 <J Атомная Бомба.

 

100*10

Землетрясение в Санта- Барбаре 1978 г./

 

<o*io

1Н0

5 6 7 8

Магнитуба по Рихтеру

Рис. 18.5. Соотношение магнитуды землетрясений и выделившейся энергии

глубины его залегания, типов горных пород, рыхлых отложений или скальных выступов, обводненности и др.

В целях количественной оценки меры полной энергии сейсмиче­ских волн, выделившихся при землетрясении, широко используется шкала магнитуд (М) по Ч. Ф. Рихтеру, профессору Калифорнийского технологического института.

М = lg(A/T) + MgA + б,

где А и Т — амплитуда и период колебаний в волне, А — расстояние от станции наблюдения до эпицентра землетрясения, В и 8 — константы, зависящие от условий расположения станции наблюдения.

Это магнитуда, вычисленная по поверхностным волнам, хотя ис­пользуются магнитуды по продольным и поперечным волнам.

Магнитуда 0 означает землетрясение с максимальной амплитудой сме­щения в 1 мкм на эпицентральном расстоянии 100 км. При магнитуде 5 отмечаются небольшие разрушения зданий, а магнитуда 7 знаменует собой опустошительное землетрясение. Самые сильные из зарегистрированных землетрясений имели магнитуду 8,9-9. Магнитуда 8,6 зафиксирована при землетрясениях в Ганьсу (Китай) в 1920 г., в Ассаме (Индия) в 1950 г. и в Монгольском Алтае (Монголия) в 1957 г. Следует подчеркнуть, что глубо­кофокусные землетрясения обычно не порождают поверхностных сейсми­ческих волн, поэтому существуют и другие магнитудные шкалы, например телесейсмическая для удаленных (более 2 тыс. км от эпицентра) землетря­сений или унифицированная магнитуда Б. Гутенберга, определяемая по амплитуде продольных объемных волн. Существует много модификаций шкал, позволяющих оценивать энергию всех землетрясений, происходя­щих на земном шаре, и в том числе всех ядерных подземных и промышлен­ных взрывов. В частности, оценка сейсмического момента -

М_о = ^S л d ф,

где ц — сдвиговая прочность пород в зоне разлома, S — площадь поверхно­сти разлома, d — среднее смещение по разлому, позволяет довольно объек­тивно оценить величину землетрясения. Магнитуда, вычисленная по сейс­мическому моменту:

M_w = -lgMo - 10,7.

Наибольший из известных сейсмический момент был установлен для землетрясения в Чили в 1960 г. — М._; = 9,6; М_о = 2,5 • 10'¹⁰ дин • см.

Существует определенная зависимость между магнитудой (М) и силой землетрясения, выраженной в баллах (J₀).

J₀ ⁼ 1,7М - 2,2; М = 0,6 J₀ + 1,2.

Связь между магнитудой (М), интенсивностью землетрясений в баллах (J₀) и глубиной очага (Н) выражается формулой:

J₀=aM-blgH + С,

где а, b и С — коэффициенты, определяемые эмпирически для каждого конкретного района, где произошло землетрясение.

Энергия, выделяемая при землетрясениях, достигает огромных величин и выражается формулой:

Е = л" pV (А/Т),

где р — плотность верхних слоев Земли, V — скорость сейсмических волн, А — амплитуда смещения, Т — период колебаний. Рассчитывать энергию позволяют данные, считываемые с сейсмограмм. Известный геофизик Б. Гутенберг, работавший, как и Ч. Ф. Рихтер, в Калифорнийском техноло­гическом институте, предложил уравнение связи между энергией земле­трясения и его магнитудой по шкале Рихтера:

LgE = 9,9 + 1,9М - 0,024М².

Эта формула демонстрирует колоссальное возрастание энергии при уве­личении магнитуды землетрясения. Так, увеличение магнитуды землетрясе­ния на одну единицу вызывает возрастание энергии в 32 раза, в то время как амплитуда колебания земной поверхности увеличивается лишь в 10 раз.

Если взрыв стандартной атомной бомбы в 100 кт выделяет около 1000 • 10¹⁸ эрг, то у всех сильных землетрясений выделение энергии было намного большим, а сильнейшее из когда-либо зарегистрированных земле­трясений выделило энергию, сравнимую с энергией взрыва водородной бомбы (см. рис. 18.5). Увеличение М на две единицы соответствует увели­чению энергии в 1000 раз.

LgE_(3pr) = аМ * Ь,

где а - 1,5, Ь - 11,8.

Количество энергии, выделившееся в единице объема горной породы, например в 1 м³ на 1 с, называется удельной сейсмической мощностью.

В российской сейсмологии используется также энергетический класс К для того, чтобы оценить величину землетрясения. К равняется десятично­му логарифму сейсмической энергии, выраженной в джоулях. Так, при К = 15 Е = 10¹⁵ Дж, или 10²² эрг. Между величинами М и К сушествует связь К = 1,8 М + 4,6, установленная для южных районов России, или для Даль­него Востока К = 1,5М + 4,6.

Интенсивность землетрясения в эпицентре землетрясения и в плейсто- сейстовой области тем выше, чем ближе к поверхности находится очаг. Однако с расстоянием от эпицентра в этом случае колебания быстро зату­хают. При землетрясениях на больших глубинах, например около 100 км в зоне Вранча в Румынских Карпатах в декабре 1978 г., несмотря на М = 5, колебания ощущались даже в Москве. При очень сильных землетрясениях с М = 8 сейсмоколебания охватывают огромную площадь радиусом около 1000 км. Площадь, охваченная разрушением, растет в зависимости от маг­нитуды. Так, при М = 5 и глубине очага 40 км площадь разрушений соста­вит около 100 км², а при М = 8 — около 20 тыс. км².

Очаги землетрясений. Уже говорилось о том, что подавляющая часть землетрясений возникает в верхней, относительно более хрупкой части земной коры на глубине 7-30 км. Механизм этих землетрясений пока­зывает, что все они образовались в результате смещения по разломам с почти обязательной сдвиговой компонентой. Так как очаг землетрясе­ния расположен на глубине в земной коре, то в нем невозможно прово­дить прямые наблюдения и следить, например, за его активизацией. Поэтому любое описание очага землетрясения базируется на дистанци­онных наблюдениях, на использовании законов механики разрушения, моделирования и т. д. Теоретическими расчетами определяют возмож­ные плоскости разрыва в очаге, его динамические параметры. После­дние в первом приближении дают возможность понять, каков был ме­ханизм разрушения. Было ли это растяжение или сжатие, каковы были сдвиговая компонента и ее ориентировка (рис. 18.6).

Скбсикина 'Зпицентр

Л UCC "Ташкент»

Глубина, км

Рис. 18.6. Очаговая область ташкентского землетрясения 1966 г. под городом. Большие круги — место главного толчка, более мелкие — афтершоки. Стрелки — направление подвижек. У поверхности стрелки — величина вспучивания, по данным повторного нивелирования

 

Размеры очагов землетрясений в целом увеличиваются с возраста­нием магнитуды. Если очаг располагается неглубоко, то сейсмогенный разрыв может выйти на поверхность, как это случилось, например, во время спитакского землетрясения. Очаг представляет собой не плос­кость, а некоторый объемный блок литосферы, в пределах которого осуществляются подвижки по целому ряду отдельных разломов, сли­вающихся в один крупный сейсмогенный разрыв.

27 мая 1995 г. на севере о. Сахалин произошло мощное землетрясение с М = 7,7. В эпицентр землетрясения попал поселок Нефтегорск, полностью разрушенный. При этом погибло более 2 тыс. жителей. По шкале MSK ин­тенсивность землетрясения составила 9 баллов. Очаг землетрясения распо­лагался вблизи поверхности и вышел на нее в виде системы разрывов общей протяженностью 40 км. Главный разрыв представляет собой правый взбро- сосдвиг с горизонтальным смещением до 8 м и вертикальным — до 2 м. Генеральный разрыв оперяется целым рядом более мелких, образуя слож­ную динамическую систему, прослеживающуюся до глубины 15 км. Этот главный сейсмический разрыв оказался унаследованным от геологически хорошо известного Верхнепильтунского правостороннего взбрососдвига, круто падающего к северо-западу. Когда детально изучили приповерхностное стро­ение этого разрыва, выявились горизонты палеопочв, нарушенные, по дан­ным Е. А. Рогожина, сейсмогенными разрывами 1800, 1400 и 1000 лет тому назад, во время еще более сильных землетрясений, чем нефтегорское.

Очаги землетрясений в Курило-Камчатской активной зоне с М = 7,9-8,3 тлеют размеры уже несколько сотен километров, сейсмогенные подвижки в них превышают 10 м, и в целом очаги охватывают большой объем лито­сферы в пределах верхней части погружающейся океанской плиты.

Палеосейсмодислокации. Следы землетрясений, происходивших в недавнем геологическом прошлом — в голоценовое время, т. е. за последние 10 тыс. лет, можно обнаружить в рельефе благодаря специ­альным методам, разработанным у нас в России. Сильные землетря­сения всегда оставляют следы, «раны» на поверхности Земли. Когда детально изучили районы последних крупных землетрясений, про­изошедших в 1988 г. в Спитаке и в 1995 г. в Нефтегорске, то выявили следы прошлых, таких же сильных землетрясений в виде тектоничес­ких уступов; смещений горизонтов палеопочв, трещин, пересекающих различные современные элементы рельефа — долины, овраги, склоны гор и холмов, водоразделы. Такие сейсмогенные нарушения обычно накладываются на рельеф, совершенно не согласуясь с его элемента­ми. В результате землетрясений возникают крупные оползни, осовы, оплывины, обвалы, прекрасно дешифрируемые на аэрофотоснимках, а крупные разломы и трещины — на космических снимках. Например, на горных склонах центральной части Большого Кавказа прекрасно видны неглубокие рвы, уступы, секущие эти склоны, невзирая на осо­бенности геологического строения местности. Их относительная све­жесть свидетельствует, по-видимому, о недавних сильных землетря­сениях. Поэтому изучение палеосейсмодислокаций имеет большой практический смысл, т. к. их наличие однозначно свидетельствует об активной сейсмичности района в недалеком геологическом прошлом, и, следовательно, район может вновь подвергнуться сильному земле­трясению.