учебники / Короновский Н.В. «‎Общая геология‎» 3-ие издание

Рис. 18.4. В зависимости от удаления регистрирующей сейсмостанции от эпицентра землетрясения увеличиваются время прихода волн P, 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, за-

водские 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,

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.

M = lg(A/T) + Blg∆ + ε,

где А и Т — амплитуда и период колебаний в волне, ∆ — расстояние от станции наблюдения до эпицентра землетрясения, В и ε — 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 –

Mo = µS π d φ,

где µ — 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:

Mw = 2lgMo – 10,7.

3

Наибольший из известных сейсмический момент был установлен для землетрясения в Чили в 1960 г. — МW= 9,6; Мо = 2,5 1030 дин см.

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

J0 = 1,7M – 2,2; M = 0,6 J0 + 1,2.

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

J0 = aM – blgH + C,

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:

E = π2 ρV (A/T),

где ρ — 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 + 1,9M – 0,024M2.

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(эрг) = аМ + b,

где а — 1,5, b — 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 существует 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 плейстосейстовой 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.

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 МSК 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 взбрососдвиг 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 имеют размеры уже несколько сотен километров, сейсмогенные подвижки

вних превышают 10 м, и в целом очаги охватывают большой объем литосферы в пределах верхней части погружающейся океанской плиты.

Палеосейсмодислокации. Следы землетрясений, происходивших

внедавнем 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

Закономерное распространение землетрясений хорошо объясняется в рамках современной теории тектоники литосферных плит. Наибольшее количество землетрясений связано с конвергентными и дивергентными границами литосферных плит и поясами их коллизии. Высокосейсмичный пояс вокруг Тихого океана связан с погружением, субдукцией холодных и тяжелых океанских плит под более легкие, континентальные. Места перегиба океанических плит маркируются глубоководными желобами, за которыми располагаются островные дуги типа Алеутской, Курильской, Японской и др. с активным современным вулканизмом и окраинные моря или только вулканические пояса, как, например, в Южной и Центральной Америке. Возникновение сколов в верхней части погружающейся плиты свидетельствует о напряжениях, действующих в направлении пододвигания. Об этом говорит решение фокальных механизмов многочисленных землетрясений. По мере углубления океанической плиты, там, где она пересекает маловязкую астеносферу, гипоцентров становится меньше и они располагаются внутри плиты. Таким образом, погружающаяся плита, испытывая сопротивление, подвергается воздействию напряжений, разрядка которых приводит к образованию землетрясений, многочисленные гипоцентры которых сливаются в единую наклонную зону, достигающую в редких случаях глубины 700 км, т. е. границы верхней и нижней мантий. Впервые эту зону в 1935 г. описал японский сейсмолог К. Вадати, а американский геофизик Х. Беньоф из Калифорнийского технологического института, создавший сводку по этим зонам в 1955 г., вошел в историю, т. к. с тех пор наклонные, уходящие под континенты самые мощные в мире скопления очагов землетрясений называются зонами Беньофа.

Глубина зон Беньофа сильно различается в разных местах. Под островами Тонга она заканчивается на глубине почти 700 км, в то время как под Западной Мексикой глубина не превышает 120–140 км. Внутреннее строение зон Беньофа достаточно сложное. Следует подчеркнуть, что, например, под Японской островной дугой прослеживается как бы двойная сейсмофокальная зона, подразделенная участком слабой сейсмичности. Под западной окраиной Южной Америки зона Беньофа имеет извилистые очертания в разрезе, то выполаживаясь, то погружаясь более круто (рис. 18.8).

В последнее время сейсмическая активность на восточной окраине Северной Евразии, т. е. в пределах Камчатки, Курильской и Японской островных дуг, значительно возросла. В 1991–1993 гг. было 5–6 сильных землетрясений с М = 6,5, в 1994 — 14, в 1995 — 20, в 1996 – 1912, причем многие землетрясения были очень сильными. Все они связаны с процессами неравномерной субдукции океанической плиты (рис. 18.9).

Всубширотном коллизионном поясе, простирающемся от Гибралтара до Гималаев и далее, распределение гипоцентров носит неравномерный и сложный характер, подчиняясь молодому, неоген-четвертичному структурному рисунку Альпийского складчатого пояса и прилегающих территорий. Гипоцентры землетрясений в основном верхнекоровые, мелкофокусные, а более глубокие, в 100–200 км, встречаются лишь спорадически. Отдельные наклонные сейсмофокальные зоны, скорее, «лучи» с глубиной гипоцентров до 150 км известны на юге Апеннинского полуострова, в районе зоны Вранча в Румынских Карпатах. Плохо выраженнные сейсмофокальные зоны небольшой протяженности располагаются

вгорах Загрос, к северу от Месопотамского залива, наклоненные к северу; в районе хребтов Западный Гиндукуш и в Гималаях. На Памире наблюдаются почти вертикальные сейсмофокальные «гвозди», уходящие на глубину в десятки километров.

Вцелом же сейсмичность коллизионного пояса хорошо отражает обстановку общего субмеридионального сжатия, в поле которого попадает мозаика из разнородных структурных элементов — складчатых систем и жестких, более хрупких микроконтинентов. Например,

вКавказском пересечении этого пояса на распределение мелкофокусных землетрясений большое влияние оказывает перемещение к северу древней Аравийской плиты. Этот жесткий клин, вдавливаясь

вскладчатые системы Альпийского пояса, вызывает образование сдвиговых зон, контролирующих сейсмичность, и отжимание масс к западу (рис. 18.10). Именно в результате этого процесса сформировался Северо-Анатолийский правый сдвиг, с которым связаны неоднократные разрушительные землетрясения, в том числе последнее в районе г. Измит в Западной Турции, повлекшее за собой многочисленные жертвы. Аравийский клин медленно, но постоянно, со скоростью 2,5 см/год, давит на Альпийский пояс, и он как бы потрескивает, реагируя на возрастающие напряжения разрядкой в виде землетрясений.

Очень протяженный узкий сейсмический пояс слабых и крайне мелкофокусных, до 10 км глубиной, землетрясений совпадает с осевой, рифтовой зоной срединно-океанических хребтов общей протяженностью более 60 тыс. км. Частые, но слабые землетрясения происходят в обстановке непрерывного растяжения, что характерно для дивергентных границ литосферных плит, т. к. в зоне рифтов океанских хребтов происходят спрединг и наращивание океанической коры.

Такие же обстановки тектонического растяжения характеризуют континентальные рифты в Восточной Африке, в Европе — Рейнский грабен,

вАзии — Байкальский рифт, Восточно-Китайские рифты. Следует отметить, что некоторое количество катастрофических землетрясений про-