Ковалёв С.Г. (и др.) Общая геология с основами гидрогеологии и гидрологии

Подождите немного. Документ загружается.

351

к распространению смещений в одном или в обоих направлениях вдоль

поверхности разлома. Это явление похоже на распространение дислока-

ции в кристалле, однако модуль вектора смещения может быть в данном

случае произвольным. Резкое разрастание смещения по поверхности раз-

лома приводит к относительной подвижке блоков породы на разных сто-

ронах этой поверхности и порождает сейсмические волны, которые в виде

объемных и поверхностных волн распространяются в теле Земли, вызывая

землетрясения. В такой модели область сейсмической текучести, соответ-

ствующая понятия «фокус землетрясения», не рассматривается; предпола-

гается, что очаг движения может перемещаться от начальной точки разры-

ва (которую обычно и считают фокусом) вдоль какой-то части или вдоль

всей длины активного разлома. Например, длина разрыва, возникшего при

чилийских землетрясениях 1960 года, достигает, по различным оценкам,

1000 км, что является необычно большой величиной. Для таких сдвигов,

как Сан-Андреас, скорость распространения разрыва составляет 3–4 км/с.

Несмотря на тот факт, что при многих землетрясениях не отмечается

сдвиговых смещений (как не обнаруживается и каких-либо заметных

смещений по разрывам любого рода), теория упругой отдачи очень хоро-

шо согласуется с различными особенностями землетрясений. Многие из

более поздних достижений сейсмологии опираются на положения этой

теории. Трудности стали возникать тогда, когда возросли наши знания о

механическом поведении пород и минералов при повышенных давлениях

и температурах. Из предыдущего изложения видно, что такие условия

препятствуют образованию трещин и благоприятствуют пластическому

течению. Землетрясения возникают на различных глубинах в теле Земли

(см. выше). Отмечено несколько землетрясений с очагами на глубинах

порядка 700 км. Если предположить (как это делается в теории упругой

отдачи), что землетрясения вызывает какой-то единый физический меха-

низм, то получается, что он должен действовать во всем огромном диапа-

зоне изменения температур и давлений на этих глубинах. Имеются неоп-

ровержимые доказательства того, что резкое скалывание, подобное на-

блюдаемому в лаборатории, не может иметь места почти во всем указан-

ном диапазоне глубин. Даже образование сколов переходного или пласти-

ческого типа представляется невероятным, потому что для возникновения

скольжения надо преодолеть силу трения. Например, в сухих горных по-

родах с коэффициентом трения 1,0 фрикционное сопротивление скольже-

нию будет иметь ту же величину, что и литостатическое давление, и, та-

ким образом, на глубине 500 км фрикционное сопротивление скольжению

составит около 150 Кбар. Однако экстраполяция известных физических

свойств горных пород приводит к выводу, что касательное напряжение,

вызывающее связное течение, составляет на этой глубине менее 100 бар.

352

Таким образом, отсюда видно, что на поверхности разлома дислокации

должны развиваться путем связного течения, а не путем скольжения.

Предложено несколько способов преодоления этой трудности. Пер-

вый очевидный вывод, который надо сделать, заключается в следую-

щем: фокальный механизм глубокофокусных землетрясений представ-

ляет собой не скалывание, а какой-то другой вид внезапного проявления

текучести. Чаще всего предполагают «пластическую» природу этого

механизма, объясняя его резкими фазовыми изменениями в твердом

кристаллическом веществе. Такими изменениями могут быть либо пере-

ход к более плотной фазе, либо сдвиговое смещение недиффузионного

связного типа с сопровождающей конечной деформацией большой ве-

личины. Возможность развития первого типа фазового изменения, по

всей вероятности, зависит от давления. В однородной мантии фазовый

переход может происходить только на таких глубинах, где давление

достигает величины, необходимой для данного превращения. Кроме то-

го, некоторые превращения такого рода имеют диффузионный характер

и протекают слишком вяло, чтобы энергия упругой деформации могла

накапливаться и высвобождаться в окружающее вещество. Однако неко-

торые свидетельства изменения объема при очень глубоких землетрясе-

ниях все-таки имеются. Например, при одном землетрясении, возник-

шем на глубине 600 км под территорией Перу, сейсмографы-

деформометры показали в эпицентре направленное вниз смещение зем-

ной поверхности. Если принять, что изменение объема (

∆V/V) составля-

ет около 0,03 (вполне приемлемая величина для изменения фазового

состояния), то данное землетрясение соответствует закрытию (исчезно-

вению) сферического очага диаметром около 0,3 км.

Превращения без потери связности надо считать более вероятным ме-

ханизмом очага, так как они могут быть вызваны действием касательных

напряжений. Одно такое превращение, которое, как установлено лабора-

торными испытаниями, происходит при высоких давлениях, – это поли-

морфный переход от ромбического энстатита к моноклинному клиноэн-

статиту. Другие предложенные механизмы внезапного возникновения

текучести, или местного увеличения скорости деформации, включают

представления о нестабильности режима ползучести и о разрывности ско-

рости течения, а также о плавлении вещества на поверхности скалывания

по мере разрастания объема, затронутого течением.

Наиболее привлекательным из предложенных до сих пор теоретиче-

ских объяснений возникновения землетрясений на самых больших глу-

бинах является утверждение о том, что фокальный механизм, представ-

ляющий собой, по сути дела, скалывание, может быть заложен и на глу-

бине, если там присутствует поровая жидкость под высоким давлением.

353

Присутствие такой жидкости понижает нормальные напряжения и соот-

ветственно фрикционное сопротивление скольжению, не воздействуя

при этом на касательные напряжения. В поддержку этой теории говорят

как результаты экспериментов с серпентинитом, так и очевидное увели-

чение сейсмической активности, наблюдавшееся при закачивании жид-

кости под высоким давлением в глубокие скважины. Большинство гор-

ных пород в неглубоких частях коры содержит связанную воду, которая

может высвобождаться на глубине в реакциях дегидратации. В более

глубоких частях мантии поровая жидкость может возникать при частич-

ном плавлении мантийного вещества. Влияние этой жидкой фазы будет

в основном выражаться так же, как и влияние внутрипоровой жидкости

в породах коры. Концентрация глубокофокусных землетрясений на по-

верхностях, которые с позиций теории тектоники плит рассматриваются

как поверхности погружающихся под краевые части континентов пла-

стин корового вещества, позволяет предположить, что реакции дегидра-

тации происходят на глубинах до 700 км. Проблемы возникновения зем-

летрясений все еще далеки от решения. Вероятно, на разных глубинах и

в разных местах действуют различные механизмы, и, по-видимому, ни-

когда не будет найдено ни одного универсального объяснения.

Интенсивность землетрясений. Интенсивность, или сила, землетря-

сений характеризуется как в баллах (мера разрушений), так и понятием

магнитуда (высвобожденная энергия). В России используется 12-балльная

шкала интенсивности землетрясений MSK-64, составленная С.В.Мед-

ведевым, В.Шпонхойером и В.Карником (аббревиатура MSK). Согласно

этой шкале, принята следующая градация интенсивности или силы земле-

трясений (табл. 18).

Для количественной оценки полной энергии сейсмических волн, выде-

лившейся при землетрясении, широко используют шкалу магнитуд (

М) по

Ч.Ф.Рихтеру:

М = 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, за-

висящие от условий расположения станции наблюдения.

Магнитуда 0 означает землетрясение с максимальной амплитудой сме-

щения в 1 мкм на эпицентральном расстоянии в 100 км. При магнитуде 5

отмечаются небольшие разрушения зданий, а магнитуда 7 означает опус-

тошительное землетрясение. Самые сильные из зарегистрированных земле-

трясений имели магнитуду 8,9–9,0.

Соотношение магнитуды землетрясений и выделившейся энергии пока-

зано на рис. 130. Следует подчеркнуть, что глубокофокусные землетрясе-

ния обычно не порождают поверхностных сейсмических волн, поэтому

354

существуют и другие магнитудные шкалы, например телесейсмическая для

удаленных (более 2000 км от эпицентра) землетрясений или унифициро-

ванная магнитуда Б.Гутенберга, определяемая по амплитуде продольных

объемных волн. Существует много модификаций шкал, позволяющих оце-

нивать энергию всех землетрясений, происходящих на земном шаре, в том

числе всех ядерных подземных и промышленных взрывов.

Таблица 18

Интенсивность землетрясений

Интенсивность

землетрясения,

баллы

Степень воздействия

1–3

4–5

6–7

Слабые

Ощутимые

Сильные (разрушаются ветхие постройки)

Разрушительные (частично разрушаются прочные здания и др.)

Опустошительные (разрушается большинство зданий)

Уничтожающие (разрушаются почти все здания, мосты, возни-

кают обвалы и оползни)

Катастрофические (разрушаются все пост

ойки, происходит

изменение ландшафта)

Губительные (полное разрушение, изменение рельефа местно-

сти на обширной площади)

Энергия, выделяемая при землетрясениях, достигает огромных вели-

чин и выражается формулой:

E = π

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 сейсмо-

грамм. Известный геофизик Б.Гутенберг предложил уравнение связи ме-

жду энергией землетрясения и его магнитудой по шкале Рихтера:

lgE = 9,9 + l,9M – 0,024M

Эта формула демонстрирует колоссальное возрастание энергии при уве-

личении магнитуды землетрясения. Так, увеличение магнитуды землетря-

сения 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 массой 100 тыс. т выделяет около

1000

⋅

⋅⋅

⋅10

эрг, то у всех сильных землетрясений она была намного больше, а

сильнейшее из когда-либо зарегистрированных землетрясений выделило

энергию, сравнимую с энергией взрыва водородной бомбы. Увеличение

355

на две единицы соответствует увеличению энергии в 1000 раз:

lgE = aM + b,

где

а = 1,5, b = 11,8 — коэффициенты.

Рис. 130. График соотношений между магнитудой и выделившейся энергией

при землетрясении

Количество энергии, выделившееся в единице объема горной породы,

например в 1 м

на 1 с, называют 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 эргах. Так, при

К = 15 Е =

эрг. Между величинами М и К существует связь К= 1,8М + 4,6, уста-

новленная для южных районов России, или для Дальнего Востока –

К =

1,5

М + 4,6.

Интенсивность землетрясения в эпицентре и в плейстосейстовой об-

ласти тем выше, чем ближе к поверхности находится очаг. Однако с рас-

стоянием от эпицентра в этом случае колебания быстро затухают. При

землетрясениях на больших глубинах, например около 100 км в зоне

Вранча в Румынских Карпатах, несмотря на

М = 5, колебания ощущались

даже в Москве в декабре 1978 года. При очень сильных землетрясениях

356

(

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 100 км

, а при М = 8 – 20 000 км

Географическое распространение землетрясений и их геологическая

позиция.

Распространение на земном шаре землетрясений носит крайне

неравномерный характер (рис. 131). Одни места характеризуются высокой

сейсмичностью, а другие – практически асейсмичны. Зоны концентрации

эпицентров представляют собой протяженные пояса вокруг Тихого океана

и в пределах Альпийско-Гималайского складчатого пояса, простирающего-

ся в широтном направлении от Гибралтара, через Альпы, Динариды, Кав-

каз, Иранское нагорье в Гималаи. Гораздо более узкие и слабо выраженные

пояса сейсмичности совпадают с осевыми зонами срединно-океанических

хребтов. Короткие зоны сейсмичности известны и в пределах Восточной

Африки, и в южной части Северо-Американской платформы. Все осталь-

ные древние платформы и абиссальные котловины океанов – асейсмичны.

Рис. 131. Схема распределения эпицентров землетрясений на земном шаре

Географическое закономерное распространение землетрясений хорошо

объясняется геологически в рамках современной теории тектоники лито-

сферных плит. Наибольшее количество землетрясений связано с конвер-

гентными и дивергентными границами литосферных плит и коллизион-

ными поясами. Высокосейсмичный пояс вокруг Тихого океана связан с

субдукцией океанических плит под более легкие континентальные. Места

перегиба океанических плит маркируются глубоководными желобами, за

357

которыми располагаются островные дуги типа Алеутской, Курильской,

Японской и другими с активным современным вулканизмом и окраинные

моря или только вулканические пояса, как, например, в Южной и Цен-

тральной Америке. Возникновение сколов в верхней части погружающей-

ся плиты характеризуют напряжения, действующие в направлении подо-

двигания. Об этом свидетельствуют многочисленные фокальные земле-

трясения. По мере углубления океанической плиты, там, где она пересека-

ет маловязкую астеносферу, гипоцентров становится меньше и они распо-

лагаются внутри плиты (рис. 132). Таким образом, погружающаяся плита,

испытывая сопротивление, подвергается воздействию напряжений, раз-

рядка которых приводит к образованию землетрясений, многочисленные

гипоцентры которых сливаются в единую наклонную зону, достигающую

в редких случаях глубин 700 км, т. е. границы верхней и нижней мантии.

Впервые эту зону в 1935 году описал японский сейсмолог Кию Вадати, а

американский геофизик Х.Беньофф, создавший сводку по этим зонам в

1955 году, вошел в историю, так как с тех пор наклонные, уходящие под

континенты самые мощные в мире скопления очагов землетрясений назы-

вают «зонами Беньофа».

Рис. 132. Сейсмофокальная

зона (зона Беньофа) вкрест же-

лоба Тонга

__________________________

Глубина зон Беньофа

сильно отличается в разных

местах. Под островами Тонга

она заканчивается на глуби-

нах почти в 700 км, в то время как под Западной Мексикой ее глубина не

превышает 140 км. Внутреннее строение зон Беньофа достаточно слож-

ное. Следует подчеркнуть, что, например, под Японской островной дугой

прослеживается как бы двойная сейсмофокальная зона, включающая уча-

сток слабой сейсмичности. Под западной окраиной Южной Америки зона

Беньофа имеет извилистые очертания в разрезе, то выполаживаясь, то

погружаясь более круто.

В субширотном коллизионном поясе, простирающемся от Гибралтара

до Гималаев и далее, распределение гипоцентров носит неравномерный и

сложный характер, подчиняясь молодому, неоген-четвертичному струк-

турному рисунку Альпийского складчатого пояса и прилегающих терри-

торий. Гипоцентры землетрясений в основном верхнекоровые, мелкофо-

358

кусные, а более глубокие (более 100 км) встречаются лишь спорадически.

Отдельные наклонные сейсмофокальные зоны, с глубинами гипоцентров

до 150 км известны на юге Апеннинского полуострова, в районе зоны

Вранча в Румынских Карпатах.

В целом же сейсмичность коллизионного пояса хорошо отражает об-

становку общего субмеридионального сжатия, в поле которого попадает

мозаика из разнородных структурных элементов – складчатых систем и

жестких, более хрупких микроконтинентов.

Очень протяженный узкий сейсмический пояс слабых и крайне мел-

кофокусных (до 10 км глубиной) землетрясений совпадает с осевой риф-

товой зоной срединно-океанических хребтов общей протяженностью бо-

лее 60 тыс. км. Частые, но слабые землетрясения происходят в обстановке

непрерывного растяжения, что характерно для дивергентных границ ли-

тосферных плит, так как в зоне рифтов океанических хребтов происходит

спрединг и наращивание океанической коры.

Такие же условия тектонического растяжения характеризуют и конти-

нентальные рифты в Восточной Африке, в Европе – Рейнский грабен, в

Азии – Байкальский рифт, Восточно-Китайские рифты.

Наведенная сейсмичность. Техногенное воздействие человека на

геологическую среду достигло такой силы, что стали возможными земле-

трясения, спровоцированные инженерной деятельностью человека. Поня-

тие «наведенная сейсмичность» включает в себя как возбужденные, так и

инициированные сейсмические явления.

Под

возбужденной сейсмичностью понимают определенное воздейст-

вие на ограниченные участки земной коры, которое способно вызывать

землетрясения.

Инициированная сейсмичность подразумевает существо-

вание уже как бы «созревшего» сейсмического очага, воздействие на ко-

торый играет роль «спускового курка», ускоряя событие.

Если землетрясения возникают в результате наведенной сейсмичности,

то это означает, что верхняя часть земной коры находится в неустойчивом

(метастабильном) состоянии, и достаточно некоторого воздействия на нее,

чтобы вызвать разрядку накопившихся напряжений, т. е. землетрясение.

В качестве техногенных причин выступают такие, которые создают

избыточную нагрузку или, наоборот, недостаток давления. Среди пер-

вых особенно характерны крупные водохранилища. Первое такое земле-

трясение с

М = 6,1 произошло в США в 1936 году в районе плотины Гу-

вер, где раньше землетрясения не были зафиксированы. В Калифорнии в

1975 году произошло землетрясение силой около 7 баллов, после того

как была построена высокая (235 м) плотина и создано большое водо-

хранилище вблизи города Оровилл. В 1967 году в районе плотины Кой-

на в Индии через 4 года после создания водохранилища произошло раз-

359

рушительное землетрясение с

М = 6,3. В середине 60-х годов довольно

сильное землетрясение (

М = 6,2) имело место вблизи плотины Крамаста

в Греции. Чем больше водохранилище, тем выше вероятность возбуж-

денного землетрясения. Отмечается, что в подобных землетрясениях

наблюдается значительное число форшоков и афтершоков. Кроме массы

воды как избыточного нагружения земной коры важную роль играет

снижение прочностных свойств горных пород ввиду проникновения по

трещинам воды. Добыча нефти и газа, откачка воды из земных недр

приводят к изменению пластового давления воды, что, в свою очередь,

влияет на перераспределение напряжений, оживлению подвижек по раз-

ломам, возникновению новых трещин. Как правило, землетрясения, вы-

званные этими явлениями, невелики по своей силе. Однако очень силь-

ные землетрясения с

М = 7,0 и 7,3 произошли в 1976 и 1984 годах в Уз-

бекистане, в районе гигантского месторождения газа в Газли. Раньше в

этой местности прогнозировались лишь слабые сейсмогенные подвиж-

ки. После начала эксплуатации с 1962 до 1976 год было откачано 300

млрд м

газа и пластовое давление стало неравномерно изменяться. На-

блюдалась форшоковая активность. Главные толчки произошли в тех

зонах, где изменение гидродинамических условий было сильнее всего.

Возбужденные землетрясения могут возникнуть также в результате

закачки внутрь пластов каких-либо жидких промышленных отходов, как

это произошло в районе г. Денвер в 1962 году с

М > 5,0, когда на глуби-

не около 5 км резко возросло пластовое давление. Сейсмические воздей-

ствия оказывают и подземные ядерные взрывы, интенсивно проводив-

шиеся в недавнем времени.

Естественные геологические процессы, такие, как земные приливы,

изменение скорости вращения Земли, далекие землетрясения, солнечная

активность, даже изменение атмосферного давления и фазы Луны, влияют

на сейсмическую активность, особенно мелкофокусную. Интересны в

этом отношении приливные деформации поверхности Земли, связанные с

гравитационным взаимодействием Земли, Луны и Солнца. Интенсивность

этого взаимодействия минимальна у полюсов и максимальна на экваторе.

Волны, вызванные этим явлением, постоянно перемещаются по поверхно-

сти Земли с востока на запад.

Проблема наведенной сейсмичности в наши дни становится одной из

важнейших и ей уделяется много внимания как в прикладной, так и в

фундаментальной сейсмологии. Это особенно актуально в связи с быстро

растущими городскими агломерациями, колоссальным отбором нефти,

газа и воды из месторождений, строительством плотин и водохранилищ,

что приводит к возрастанию сейсмического риска.

Прогноз землетрясений. Несмотря на все усилия различных исследо-

360

вателей, предсказать десятилетие, год, месяц, день, час и место, где про-

изойдет землетрясение, пока невозможно. Сейсмический удар происходит

внезапно и застигает врасплох. Созданные в нашей стране подразделения

МЧС призваны не только оказывать помощь после катастрофы, но содей-

ствовать тому, чтобы ущерб от них был максимально снижен. Сейсмиче-

ское районирование территории России как раз и предназначено для это-

го. Когда мы говорим о прогнозировании землетрясений, следует разли-

чать прогнозирование сейсмичности как режима, т. е. сейсморайонирова-

ние и прогнозирование отдельных землетрясений по предвестникам, т. е.

собственно сейсмопрогнозирование.

В настоящее время 20% площади России подвержено землетрясениям

силой до 7 баллов, что требует специальных антисейсмических мероприя-

тий в строительстве. Более 15% территории находится в зоне разруши-

тельных землетрясений силой 8–10 баллов. Это Камчатка, Курильские

острова и, по существу, весь Дальний Восток, Северный Кавказ и Бай-

кальский регион.

Сейсмическое районирование – это составление разномасштабных

специальных карт сейсмической опасности, на которых показывается

возможность землетрясения определенной интенсивности в определенном

районе в течение некоторого временного интервала. Карты обладают раз-

личным масштабом и разной нагрузкой. Общее сейсмическое райониро-

вание составляется в масштабе от 1:5 000 000 до 1:2 500 000; детальное

сейсмическое районирование – 1:500 000 – 1:100 000; сейсмическое мик-

рорайонирование – 1:50 000 и крупнее. Общее сейсмическое районирова-

ние является основным документом, а сейсмическое микрорайонирование

используется для отдельных городов, населенных пунктов, крупных про-

мышленных объектов. Составленные карты используются в экономиче-

ских целях, для строительства и землепользования.

Прогнозирование землетрясений использует много факторов, в кото-

рые включаются различные модели подготовки землетрясения и разные

предвестники: сейсмологические, геофизические, гидродинамические,

геохимические.

Предвестники землетрясений весьма разнообразны. Например, изме-

нение электросопротивления, когда за 1-2 месяца перед землетрясением

наблюдается понижение электросопротивления глубоких слоев земной

коры, что связано с изменением порового давления подземных вод. Элек-

тротеллурические предвестники свидетельствуют о том, что перед земле-

трясением начинается рост электротеллурических аномалий, что связыва-

ется с изменением меняющегося поля напряжений. Гидродинамические

предвестники основываются на изменениях уровня вод в скважинах.

Обычно за несколько лет до сильного землетрясения наблюдается паде-