Викулин А.В. Физика Земли и геодинамика

Подождите немного. Документ загружается.

землетрясения, соответственно; кривой B

- дорога непосредственно перед

землетрясением; двумя отрезками прямых линий B

- дорога сразу после землетрясения

и стрелками - направления, вдоль которых переместились примыкающие к разлому блоки

I (слева) и II (справа). На этом же рисунк

е двумя кривыми b

B в координатных осях XY

ено и р

схематично изображ зменение величины горизонтальных пе емещений вдоль оси ОХ

(поперек разлома Сан-Андреас, прямой АА), амплитуда перемещений Ob

, как отмечено

выше, достигала 6,5 м.

Такие данные позволили исследователю Сан-Франциского землетрясения Ф. Рейду

[Reid, 1910] сформулировать следующие основные положения, заложенные им в основу

теории упругой отдачи [Линьков, 1987, с. 9]:

азрыв сплошности горных пород, вызывающий землетрясение, наступает в

результате накопления упругих деформаций выше предела, который может выдержать

горная порода. Деформации возникают при перемещении блоков земной коры друг

относительно друга.

Относительные перемещения блоков нарастают постепенно.

B’

’

B’

сти распространения сейсмических волн.

нергия, освобожденная во время землетрясения, перед ним была энергией упругой

и горных поро

.6, например,

Рис. 3.5. Схема, поясняющая механизм упругой отдачи. Обоз ачения в тексте

3. Движение в момент землетрясения является только упругой отдачей:

резкого смещения сторон разрыва в положение, в котором отсутствуют упругие

деформации.

Сейсмические волны возникают на поверхности разрыва – сначала на

ограниченном участке, затем площадь поверхности, с которой излучаются волны, растет,

но скорость ее роста не превосходит скоро

деформаци

д.

5. Энергия, освобожденная во время землетрясения, перед ним была энергией

упругой деформации горных пород.

Путем непосредственных измерений были получены до сих пор довольно

немногочисленные данные о величинах подвижек вблизи видимых на поверхности

разрывов, вскрывшихся при катастрофических землетрясениях. На рис. 3

приведена карта векторов смещений, зарегистрированных при землетрясении в районе

Танго (Япония) в 1927 г.

Рис. 3.6. Векторы смещений поверхности грунта (стрелки) и положение разломов Гомура и

Ямада (жирные вертикальная и горизонтальная линии) в очаге землетрясения Танго (Япония) в

1927г. [Рикитаке, 1979, с. 86-88].

Изменение значений экспериментально определенных величин горизонтальных

смещений поперек разлома Гомура количественно в точности совпадает с

«экспоненциальными» кривыми Bb

а рис. 3.5 при наибольшей величине перемещения на

разломе Ob

трясений.

В сейсмологической практике э личина землетрясения оценивается

с помощью трех параметров: магниту Е) и сейсмического момента (М

Первые два из них являются объе е связанными непосредственно с

ой или иной моделью очага. В т деляется на основании того, что

до 1,5 - 2 м и спаданием х до нуля на расстоянии около 30-40 км от разлома.

нергия землетрясения [Пузырев, 1997, с. 81-84]

Интенсивность колебаний I в эпицентральной области, хотя и связана с

характеристиками очага, не может считаться его энергетическим параметром по причине

некоторой субъективности макросейсмических шкал и неучета ими глубин очагов

емлез

нергетическая ве

ды (М), энергии (

ктивными величинами н

о время как третья опрет

тектоническое землетрясение представляет собой подвижку определенной массы земной

коры вдоль некоторой поверхности.

Магнитуда землетрясения

Наиболее распространен параметр М, принятый во всех странах мира под

названием шкалы Рихтера.

Согласно [Ванек, Кондорская, Христосков, 1980], основные принципы

агнит

В 1915 г. Б.Б. Голицын [1960] и затем в 1923 г. Г. Джеффрис [Jeffreys, 1923]

создали методы для определения учаемых из очагов

землетрясений, по записям на сейсмограммах поверхностных и объемных волн.

иходящаяся на единицу длины фронта. Она

нтегрируется по всему фронту с центром в очаге, как в «точечном» источнике

сейсмической радиации с круговой с ом поглощения волн в среде в

результате получается энергия очага, изл ченная им в волны данного типа. Это

фрисом на

объемные волны.

емных сейсмических волн были получены несколько позже Г. Джеффрисом

и [Kawasumi, 1934]. Следует отметить работу К. Вадати [Wadati,

931], в которой по выражению самого

Ч. Рихтера, была подсказана методика построения

магнитудной шкалы. К. Вадати строил графи итуды колебаний почвы

от эпицентрального расстояния и применил для распознавания неглубоких и глубоких

землетрясений, вычисляя при этом ния волн из очагов нескольких

сильных землетрясений и одновременно их интенсивностей.

Вве

м удной шкалы в 1935 г. впервые были четко сформулированы и успешно применены

для инструментальной классификации близких землетрясений Калифорнии Ч. Рихтером

[Richter, 1935]. Построения Ч. Рихтера основывались на следующих результатах

предшественников

энергии упругих волн, изл

Идея Б.Б. Голицына определения энергии землетрясения, по сути, является

«точечной» [Ризниченко, 1985, с. 11]. В пункте наблюдения определяется плотность

энергии

поверхностных сейсмических волн, пр

имметрией. С учет

рассуждение было обобщено Г. Джеф

Существенные результаты по изучению энергии землетрясений, амплитуд и

затухания объ

[Jeffreys, 1926, 1931]. Интересные исследования амплитудного поля близких

землетрясений в связи с изучением механизма глубоких очагов района Японии были

проведены Г. Кавасум

ки зависимости ампл

их

коэффициенты затуха

проводя сравнения

денная таким образом величина М,

названная по предложению уда [Richter,

1935] магнитудой (magnitude), определяется из следующего простого уравнения:

loglog AAM

−

А – максимальная амплитуда на дартного сейсмографа для данного

землетрясения на определенном эпицентральном расстоянии, А

– максимальная

амплитуда на записи того же сейсмографа для землетр нного как эталонное

для того же эпицентрального расстояния.

ая

кспериментальным ; она представляет собой изменение десятичного логарифма

эпицентральным расстоянием. Впоследствии Б. Гутенберг опубликовал почти

где записи стан

ясения, выбра

Выражение

log A - есть, по сути, калибровочная функция, определяем

э путем

максимальной амплитуды с расстоянием для эталонного землетрясения с магнитудой М =

0. Для определения уровня калибровочной функции Ч. Рихтер принял, что для эталонного

землетрясения максимальная амплитуда на записи стандартного сейсмографа на

расстоянии

100=∆

км от источника равняется 0,001 мм [Richter, 1935]. На основании

этого определения за магнитуду землетрясения принимается логарифм максимальной

амплитуды сейсмической волны на записи (в микронах смещения почвы), которая была

бы зарегистрирована стандартным короткопериодным сейсмографом, если бы он был

установлен на эпицентральном расстоянии 100 км.

Впервые в 1936 г. В. Гутенберг и Ч. Рихтер [Gutenberg, Richter, 1936] показали

принципиальную

возможность определения магнитуд удаленных землетрясений на

основании изучения изменения максимальных амплитуд поверхностных волн с

одновременно работы по методическим основам определения магнитуды как для

поверхностных [Gutenberg, 1945а], так и для объемных сейсмических волн [Gutenberg,

асстояниях.

В настоящее вр ерхностным волнам в

России и странах

СНГ используется формула

1945b, c]. По своей сущности эти работы являются основополагающими для

классификации землетрясений по величине их магнитуды на телесейсмических

емя для расчета магнитуд по объемным и пов

∑

+∆+

⎟

⎠

⎞

⎜

⎝

⎛

= Mh

δσ

),(log

max

, (3.1)

амплитуда в волне T - максимальны

где

- максимальная й период в секундах,

max

A ,

max

),( h∆

- калибровочная функция, определяемая на основе статистической обработки

данных для землетрясений, магнитуды которых достаточно надежно определены.

оследний член в (3.1) представляет поправку к магнитуде, учитывающую как локальные

условия расположения и специфику очагов

землетрясений.

В случае нормальных емлетрясений и наличия на

ейсмостанции регистрирующего канала

, осуществляющего запись сейсмических

той или иной сейсмической станции, так

по глубине очагов з

сигналов в пределах достаточно широкополосного диапазона,

для объемных Р- и S-

волн изменяется в пределах 6 - 7 при 20

≤

∆

≤ 90

. При использовании поверхностных

волн функция )(

∆

в тех же пределах

∆

изменяется в пределах 5,5 - 6,6. Что касается

зависимости

от глубины очага h, то она носит достаточно сложный характер, причем

для отдельных интервалов

∆ она имеет существенно различный вид. Для каждой

сейсмоактивной области калибровочная функция может видоизменяться по мере

накопления экспериментальных данных.

Упругая энергия, выделяющаяся в очаге

Впервые способ определения энергии землетрясения по записям упругих волн на

сейсмограмме был предложен в 1915 г. Б.Б. Голицыным [1960, с. 365-370]. Достаточно

подробно он воспроизведен в работе [Саваренский

, Кирнос, 1955]. Суть вычислений

энергии землетрясения, согласно [Пузырев, 1997], сводится к следующему.

Если

∆

представляет собой энергию объемной волны, приходящуюся на единицу

площади на эпицентральном расстоянии

∆

, то энергию Е в очаге, в случае его небольшой

глубины, можно оценить, исходя из соотношения:

∆−

∆

, (3.2)

где первый сомножитель определяет затухание волн с эпицентральным расстоянием

∆

, а

экспоненциальный множитель их поглощение, k – коэффициент поглощения волны в

среде. Величина

∆

, являясь плотностью кинетической энергии, протекающей в единицу

времени «через» пункт наблюдения, равна:

vcE

2/1

∆

, (3.3)

где

- плотность среды, с – скорость движения частиц среды в волне, v – скорость

распространения волны (V

- продольной, V

- поперечной или V

– поверхностной, в

зависимости от того, по каким волнам определяется значение энергии). В предположении

синусоидальных колебаний с частотой f и а плитудой а, величин скорости может б ть

представлена в виде

м а с ы

afc

2= . (3.4)

Решая уравнение (3.2) относительно Е, принимая во внимание два последних

оотношения (3.3) и (3.4) и предполагая, что процесс длится в течение времени t,

окончательно получаем:

ия носят более сложный характер, то вместо выражения

чевидно, следует рассматривать сумму

∆

∆=

tefvE

223

ρπ

. (3.5)

Если колебан tfa

tfa

∑

, в которой суммирование проводится

по каждому колебанию на сейсмограмме.

ть проведены и для поверхностных волн Рэлея (V

). При этом

ой длине волны

Вычисления могут бы

следует воспользоваться известным свойством поверхностных волн, согласно которому

подавляющая часть их энергии сосредоточена в приповерхностном слое Земли

мощностью, равн

. Исходные предпосылки в этом случае, в целом,

а , .

поверхностной

яния

остаются т кими же как и в рассмотренном выше случае объемной волны Необходимо

только учесть, что

∆

в случае волны обратно пропорциональна не второй

степени эпицентрального рассто

∆

, как в случае объемных волн (3.2), а первой

тепени

. формула для величины энергии волны, определяемой по

поверхностным волнам, в слу произвольной форме, имеет

вид:

∆ Окончательная

чае ее длительности t и записи в

tfaevE

λρπ

∑

∆

∆=

223

4 . (3.6)

Энергетический класс

Энергия землетрясения может выражаться в эргах и в джоулях. В случае, если

энергия выражается в джоулях, может быть определена величина lgE

Дж

= К, где К –

энергетический класс землетрясения. Магнитуда, введенная Ч. Рихтером в 1935 г. для

калифорнийских землетрясений, по , являлась энергетическим классом.

Энергетический класс К вычисляется

сути

только для близких землетрясений с

эпицентральным расстоя есто непосредственного

использования приведенн рическим зависимостям.

Энергетические величины М и К не являются полностью независимыми и связаны

между собой с помощью корреляционных соотношений реди наибольшего количества

нием до 1500 км. На практике нередко вм

ых формул расчеты проводятся по эмпи

При этом величина К относится к поверхности референц-сферы с радиусом 10 км от

гипоцентра. Последнее условие, естественно, приводит к ограничению рассчитанных

еличин К приблизительно до 15-16. в

. С

таких соотношений, полученных при различных выборках, наиболее часто используется

следующая зависимость:

MK 8.14

. (3.7)

Попутно отметим, что интенсивность I

колебаний в эпицентральной зоне также

связана с магнитудой. Для количественной еристики макросейсмического поля

используется следующее соотношение:

характ

часто

0.3lg5.35.1

−

= RMI , (3.8)

где R – гипоцентрально расстояние.

Зависимости (3.7) и (3.8) имеют достаточно высокий коэффициент корреляции –

порядка 0.9.

Для камчатских землетрясений соотношение между магнитудой и классом

[Викулин, 1983] и классом и магнитудой [Сейсмическая, 1979, с. 155-172] выражаются

следующим образом:

474,0 00.

−

= KM

, (3.8)

5.16.4

, (3.9)

F 68

где

- энергетический класс, введенный С.А. Федотовым в практику

сейсмологических исследований на Камчатке в 1968 г. [Федотов, 1972]. Уравнения

макросейсмического поля для камчатски землетрясений имеют следующий вид

[Сейсмическая, 1979, с. 1

68F

55-172]:

RRKI

0087.0lg62.21.2

−

+−= (3.10-1)

RRMI 0087.0lg63.25.15.2

−

+= . (3.10-2)

Зависимость между размерами очага и количеством выделившейся в нем энергии

Важной характеристикой очага землетрясения являются его азмеры и связь р

чагов (гипоцентральных областей

)

ля слабых толчков, по-видимому, н льких тысяч кубических метров. О

размерах очагов очень крупных, фических, землетрясений можно

удить

е з

В соответствии с мировой меры очага землетрясения L,

измеряемые в км, с его магнитудо

ем [Ризниченко, 1985, с. 27-30]:

лизкой (3.11):

езависимыми от магнитуды

и, как о чал авными:

последних с энергетическими параметрами. Естественно ожидать, что чем больше

выделяется энергии при землетрясении, тем больше размеры его очага. По имеющимся

ценкам, которые нельзя считать строгими, размеры оо

д е превышают неско

особенно катастро

с по наблюдаемым при этом разрывам сплошности земной поверхности, которые

нередко протягиваются на сотни километров. В этом случае, скорее все о, следует

говорить не столько об объеме очага (гипоцентральной области), сколько

о линейных

размерах нарушений. В случае таких больших землетрясений иногда бывает трудно

трого о рс определить центральную точку очага (гип цент , в которой начинается процесс

выделения упругой энергии) и, следовательно, е проекцию на емную поверхность -

пицентр. э

зависимостью, раз

й М связаны

соотношени

lgL[км] = 0.44M – 1.29. (3.11)

Для наиболее сильных (М ≥ 7) землетрясений Японии, Курильских островов,

Камчатки и Алеутских островов – Аляски зависимость L(M), в соответствии с данными в

Викулин, 2003, с. 14-15], является б[

lgL [км] = 0.39М – 1.00, (3.12)

ри этом размеры очагов алеутских сильнейших (М ≥ 7.9) землетрясений оказалисьп

тме ось выше, р

L [км] ≈ 1000 ± 300 км. (3.13)

читать доказанным, что его нельзя

я столь

стойч

шлого столетия японскими учеными установлено, что

аправления колебаний во вступлениях первой продольной волны в различных азимутах

не о ны

сжатия, так и волны растяжения.

ания

ва с

– растягивающие. Эти силы направлены

под углом 45 к плоскости разрыва

лавн

нодальных плоскостей,

нным, так и по

произведение площади

Сейсмический момент М

Если говорить о механизме очага, то следует с

рассматривать как центр давления, например, взрыва, так как в этом случае в любой точке

вокруг источника, в том числе на поверхности Земли, наблюдалась бы только продольная

волна сжатия. Кроме того, при сферическом источнике не должны наблюдатьс

у ивые

и интенсивные поперечные волны, которые по всюду отмечаются при

землетрясениях. Еще в 20-х гг. про

стаются постоянными. Другими словами, сейсмографами регистрируются как вол

Теоретические расчеты показывают, что излучение из

очага землетрясения волн

сжатия и растяжения возможно в том случае, если в источнике происходит перемещение

двух блоков относительно друг друга по некоторой поверхности, которую в первом

приближении можно считать плоскостью. Движение осуществляется в виде вспарыв

ш наличием как вертикальных, так и горизонтальных подвижек (дислокаций). При

этом скорость вспарывания не

может превышать скорости распространения поперечных

волн в среде. Отметим, что вертикальные и горизонтальные подвижки в эпицентральных

зонах достаточно сильных землетрясений часто можно наблюдать визуально (см. далее,

рис. 3.5 и 3.6). Обширная система трещин шириной до 10 см в грунте на асфальте в

районе рыбного порта в г. Петропавловске-Камчатском образовалась 24.11.1971 г. после

землетрясения

, с очагом, расположенным под городом на глубине Н = 100-120 км.

В процессе таких подвижек вдоль плоскостей, разделяющих блоки земной коры, за

счет сил сухого трения возникают напряжения, которые можно имитировать в виде двух

ортогональных пар сил без момента, причем одна из пар отражает сжимающие усилия,

другая

(г ые оси напряжений), проекция которой совпадает с осью OZ. Если теперь из центра

площадки разрыва провести сферу и разделить ее двумя плоскостями, совпадающими с

координатными плоскостями YOZ и XOZ, то в такой модели очага направления

«сжимающих» и «растягивающих» сил и укажут на расположение

разделяющих

вступления Р-волн различных знаков. Знание положения нодальных линий

еще не дает полной информации о направлении сжимающих и растягивающих усилий на

поверхности Земли. Для этого необходимо знать истинное направление разрыва, которое

определяется дополнительно как по инструментальным да

макросейсмическим наблюдениям.

С источником дислокационного (сдвигового) типа тесно связано понятие

сейсмического момента М

как некоторой скалярной величины, имеющей размерность

энергии (работы). С физических позиций М

представляет собой

подвижки S на величину дислокации (перемещения) D и модуля сдвига

SDM

. (3.14)

Массовые определения величины сейсмического момента М

Гарвардской группой

групи пой NEIC (США) дали основу для определения моментной магнитуды M

[Гусев,

Мельникова, 1990]:

7,10lg

−= MM

, (3.15)

где М

измеряется в ин·см. д

Важно отметить, что сейсмический момент следует рассматривать в качестве меры

потенциальной энергии, необходимой для осуществления разрыва и перемещения масс по

его поверхности.

На основе обработки экспериментальных данных показано, что между

сейсмическим моментом и магнитудой существует следующая корреляционная

зависимость [Ризниченко, 1985]:

л я

«Землетрясения, что звезды на небе, чем

они сильнее, тем их меньше». Это один из

основных законов сейсмологии. Ег ение можно записать в виде:

lgM

= 15.4 + 1.6M. (3.16)

Сейсмический момент М

– по определению (3.15) - длиннопериодная

характеристик величины дислокации, вызываемой разрывом в среде, которая навсегда

(во всяком случае – на весьма продолжительный отрезок времени) остается после

землетрясения. Представление об очаге как о дислокации вытекает из пыта полевых

наблюдений над разрывами, вышедшими на поверхность Земли. Осмысливание этого

аспекта начал после землетрясения в Сан-Франциско в

1906 г. Ф. Рейд и в конце 1950-х г .

продолжил японский ученый К. Касахара [1985]. Понятие о сейсмическом моменте

впервые в начале 1960-х гг. вве понский ученый К. Аки [1983]. В настоящее время

определение величины сейсмического момента «прочно» введено в практику

сейсмологических наблюдений.

График повторяемости землетрясений

о математическое выраж

AbMaKN

−

lg ,

где N – число землетрясений, К, М – их энергетические классы или магнитуды, а, А –

коэффициенты, называемые сейсмической активностью, 0,0 >> b

- углы наклона

графика повторяемости (см. рис. 11.16).

Долговременные измерения параметров закона повторяемости показали, что

значения углов наклона графика повтор ли могут быть, в среднем,

приняты равными:

яемости в целом для Зем

5,0

≈

, b ≈ 1.

Для различных регионов значения углов наклона повторяемости могут отличаться

друг от друга. Так, для Ка

мчатки, долговременное значение угла наклона графика

овторяемости равно

49,047,0 −=

. Углы наклона имеют разное значение для различных

участков сейсмофокальной зоны стадиях сейсмического цикла.

уг

чение одного года.

Величина сейсмической активности в очаге сильного землетрясения сразу после

толчка может быть очень большой и при магнит ка М ≈ 8 приближаться к

1000.

, находящихся в разных

Вариации значений лов наклона использовались с целью прогноза землетрясений.

Величина сейсмической активности определяется нормированным (на единицу

поверхности и на единицу времени) числом землетрясений. Так, долговременная величина

сейсмической активности для сейсмофокальной зоны Камчатки близка а

≈ 1, то есть

примерно равна одному землетрясению 10 энергетического класса происходящему на

площади 1000 км

в те

уде главного толч

Магнитуды M

, М

, M

, m

другие

Исторически первые магнитуды, введенные в 1945 г. в практику для

классификации зем

летрясений в рамках мировой системы сейсмических станций,

тным

короткопериодным продольным Р-волнам – m

то, в том числе, в областях больших значений магнитуд проявляется в виде

нелинейностей графиков повторяемос связи для классификации

достаточно сильных (М ≈ 7,5 и в настоящее время часто

используется моментная определяемая на основании соотношения (3.15) магнитуда M

которая [Гусев, Мельникова, 199

≈ М при М ≤ ,0.

Максимальные моментные магни достигать значений

момент

20.05.1960 г. Возможно, такое же или

ольшее значение, имели некоторы с очагами в том же районе

- вблизи тихоокеанского побережь

Магнитуда

определялись по поверхностным волнам и обозначались M

– магнитуда Б. Гутенберга

[Гутенберг, Рихтер, 1961; Gutenberg, 1945a, b, c]. В системе Единой сети сейсмических

станций СССР магнитуды определялись аналогичным образом и обозначались M

–

магнитуда по поверхнос волнам Релея (Reyleigh). Принято также магнитуды

определять по поперечным (S) волнам, имеющим наибольшую амплитуду, они

обозначаются M

Проведенные исследования показали, что все эти магнитуды являются близкими

друг другу [Викулин, 1983; Гусев, Мельникова, 1990]:

≈ М

≈ M

≈ М.

В практике групп Гарварда и NEIC используется определение магнитуды

землетрясения по

Используются в сейсмологической практике определения магнитуд землетрясений

и по другим волнам [Ванек, Кондорская, Христосков, 1980].

Практически все магнитудные шкалы при больших значениям магнитуд

«насыщаются», в пределе достигая значений:

max

≈ 8,5; m

≈ 0-7,5,

ти землетрясений. В этой

ыше) землетрясений в

0]:

7,5-8,0; M

> M при М > 8

туды, по-видимому, могут

W, max

≈ 9,5 - 10.

На сегодняшний момент максимальное значение ной магнитуды, равное M

9,5, имело только одно землетрясение: Чилийское≈

б е из землетрясений 16-18 вв.

я Южной Америки.

Связи между всеми магнитудными энергетическими шкалами, том числе,

применяемыми на Камчатке, Курилах и Дальнем Востоке России, установлены в

работах

[Ванек, Кондорская, Христосков, 1980; Викул

ин, 1983; Гусев, Мельникова, 1990].

Везде в дальнейшем, если не оговорено особо, для классификации землетрясений

будем использовать магнитуду М.

– энергия очага – сейсмический момент [Ризниченко, 1985, с. 13-17]

За многие десятилетия, прошедшие о времени пионерской работы Ч. Рихтера

[1935], магнитуда как показатель величины землетрясения в очаге, несмотря на все ее

недостатки, стала главенствующей в сейсмологии. Сейсмическая энергия как бы отошла

на задний план. Чем определяется такой успех магнитуды по сравнению с энергией?

Преимущества. Этот успех определяется в первую очередь тем, что магнитудный

подход позволяет разделить две задачи: установление величины землетрясения в очаге и

установление строения и свойств Земли на пути распространения волн от очага к месту

наблюдения При у тановлении магнитуды знани свойств промежуточной среды

заменяется построением эмпирических зависимостей интенсивности от расстояния

которые никак не интерпретируются; при желании это можно сделать отдельно. При

установлении же сейсмической энергии чага зн ни и свойств промежуточной среды

или, по крайней мере, выражение их какой-то вполне определенной моделью совершенно

необходимо. Если модель недостаточно совершенна, то результаты определения энергии

очага по наблюдениям на разных расстояниях окажутся плохо

согласуемыми между

собой.

Следует отметить, что условием применимости описанного выше метода Голицына

определения энергии землетрясения, все же, остается не слишком большое приближение к

очагу. Для малых (К < 10, М < 3) – километры, для средних (10 < K < 15, 3 < M < 7,5) –

десятки и сотни, для больших (К > 15, M > 7,5) – сотни и тысячи.

. с е

о а е

от средств и

м л й

мический момент обладает тем же коренным недостатком, что и магнитуда

сейс

ет образоваться заметный

т н

овторяемости сильных землетрясений в

дном

Недостатки. Главных недостатков магнитуды – два. Первый –

ее услов ость,

косвенной характер, отсутствие функциональной связи с какой-либо вполне определенной

объективной физической характеристикой очага землетрясения, не зависящей

способов измерения. Второй – ее одномерный, скалярный характер.

Первого недостатка, в принципе, лишены такие величины, как сейсмическая

энергия и сейсмический момент и ряд других скалярных характеристик, которыми так или

иначе може быть описана величина землетрясения в очаге. Второй же недостаток присущ

и каждой из этих скалярных физических величин в отдельности.

Преимущества и недостатки сейсмического момента. Главное преимущество

сейсмического момента (имеющего размерность энергии!) перед магнитудой в разных ее

модификациях состоит в том, что момент в противоположность магнитуде есть явно

сформулированная

физическая величина. В этом отношении он подобен сейсмической

энергии. В некоторых отношениях он даже лучше сейсмической энергии: он сохраняет

смысл и в ближней зоне, где с ыс сейсмическо энергии расплывается.

Но сейс

и мическая энергия: он не содержит частотной зависимости. Тензорное понимание

сейсмического момента этого недостатка не устраняет. Будучи связанным лишь с

остаточными смещениями, сейсмический момент не имеет прямого отношения к

сейсмической энергии в области частот

0>>f

, которые и производят собственно

«трясение Земли», воздействуют на ощущения человека, разрушают дома. Так, в

результате «тихого» землетрясения, быстрого крипа, мож

момент при ничтожно малой магни уде и э ергии толчков в сейсмологическом,

инженерном диапазоне частот.

В последн е время сейсмический момент привлекает все большее внимание

сейсмологов – теоретиков и практиков. Возможности

его приложения еще далеко не

исчерпаны.

О повторяемости землетрясений

Известно большое количество примеров п

о месте через определенные интервалы времени. Обзор мировых данных по

повторяемости землетрясений с обширной библиографией приведен в [Викулин, 2003].

Наиболее яркими примерами, отчетливо иллюстрирующими повторяемость

землетрясений, являются Япония, Перу и Камчатка, для которых имеются достаточно

продолжительные ряды наблюдений. Например, юго-западнее г. Токио

землетрясения с

9,7≥M

происходили в 1498, 1605, 1707, 1854 и 1944 гг., т.е., в среднем, один раз в 112 ±

18 лет. Сильнейшие землетрясения с

8≥M

в Перу в районе Кальяо происходили в 1513-