Глава 2. Чрезвычайные ситуации в литосфере виды чрезвычайных ситуаций природного характера и их характеристика
 Скачать 3.06 Mb.
|
Соотношения между магнитудой М и энергией E землетрясений
Окончание табл. 2.1
Обобщенную зависимость между длиной разрыва и магнитудой можно представить формулой lg L = с·М + d, (2.6) аналогичную зависимость между длиной разрыва и энергетическим классом формулой lg L = е·K (Дж)+f . (2.7) В эти зависимости вводятся поправки, зависящие от глубины очага. Если воспользоваться значениями коэффициентов в (2.7) е = 0,244, f = – 2,266, то длина разрыва в очаге землетрясения 13-го, 15-го или 17-го энергетического класса (магнитуда 6, 7 или 8) в среднем составит 8, 25 или 76 км. На практике, например, длина разрыва от Нефтегорского землетрясения на Сахалине 27 мая 1995 г. с магнитудой 7,7 составила 40 км, а при Спитакском землетрясении в Армении 7 декабря 1988 г. с магнитудой 6,9 серия разрывов прослеживалась на расстоянии до 35 км. Форма поверхности главного разрыва при землетрясении напоминает эллипс, так что ширина разрыва W в несколько раз меньше его длины L. Для сильнейших землетрясений отношение L / W может достигать 20–30, а в среднем колеблется на уровне L / W = 2. Величины относительных смещений берегов связаны с длиной разрыва соотношениями типа lgD = g ∙ lg L + h . (2.8) Значения коэффициентов g и h здесь таковы, что длина разрыва, измеряемая километрами, на 5 порядков по величине превосходит амплитуду смещений, измеряемых метрами. Магнитуда землетрясения является мерой общего количества энергии, излучаемой при сейсмическом толчке в форме упругих волн. Она определяется как логарифм отношения амплитуд волн данного землетрясения к амплитудам таких же волн некоторого «стандартного» землетрясения. Магнитуда землетрясения измеряется по максимальной амплитуде записи, полученной сейсмографом стандартного типа на фиксированном расстоянии (150 км) от эпицентра. Статистика землетрясений с различными магнитудами приведена в табл. 2.2. Таблица 2.2 Статистика землетрясений с различными магнитудами
Глубина очага может колебаться в различных сейсмических районах от 0 до 730 км. Очаг, т. е. точка под землей, которая является источником землетрясения, называется гипоцентром. Прямо над гипоцентром на поверхности земли находится эпицентр, вокруг которого располагается область, называемая эпицентральной, испытывающая наибольшие колебания грунта. Интенсивность сейсмических колебаний грунта на поверхности земли измеряется в баллах. Интенсивность в разных пунктах наблюдения разная, однако, магнитуда у толчка только одна. Для оценки интенсивности используются шкалы интенсивности: MSK, Росси-Фореля или модифицированная шкала Меркалли и другие. Магнитуда и энергия характеризуют силу землетрясения в его очаге. В то же время разрушительные эффекты этого стихийного бедствия проявляются главным образом на поверхности земли. Интенсивность сейсмических колебаний I на поверхности определяется шкалой интенсивности. Существуют два принципиально разных типа шкал интенсивности:
В России применяется 12-балльная шкала. Колебания интенсивностью до 4-х баллов не приводят к разрушениям; колебания в 5–6 баллов ощущаются населением и приводят к появлению отдельных трещин в постройках; 7-балльное землетрясение может характеризоваться как сильное и приводить к разрушениям. Катастрофические землетрясения в 11 и 12 баллов приводят практически к полному разрушению сооружений и изменениям рельефа местности. Разрушительные 7-балльные колебания наблюдаются обычно при землетрясениях, начиная с магнитуды 5,5 и в районе их эпицентров. При сильнейших землетрясениях с магнитудами 8 и выше они проявляются даже на расстояниях от эпицентра в 300–500 километров. Чем ближе очаг землетрясения к поверхности, тем больше интенсивность колебаний в эпицентральном районе, но в то же время она быстрее убывает с расстоянием.. Площадь разрушений S растет в зависимости от магнитуды М землетрясения (табл. 2.3). Таблица 2.3 Площадь 7-балльной зоны S7 при очаге на глубине 40 км в зависимости от магнитуды М
Спитакское катастрофическое землетрясение имело, например, магнитуду 6,9 и 7-балльная зона охватила площадь в 4000 км2. Количество человеческих жертв при землетрясениях зависит от ряда факторов. К числу таких факторов относятся: время начала землетрясения, магнитуда, глубина очага, удаление от населенных пунктов, тип построек и их качество, наличие в зоне землетрясения взрыво- и пожароопасных объектов, водохранилищ и плотин и т. п. Основная причина гибели людей – обрушение зданий, что приводит к различным последствиям, определяющихся интенсивностью землетрясений (табл. 2.4). Таблица2.4 Последствия землетрясений в зависимости от интенсивности (по международной шкале Меркалли)
Окончание табл. 2.4
Интенсивность землетрясения зависит от его силы, глубины залегания очага, качества грунтов и может быть определена по 12-балльной Международной сейсмической шкале MSK–64 (шкале Меркалли). Сейсмическая опасность при землетрясениях определяется как интенсивными колебаниями грунта, так и вторичными факторами, среди которых: лавины, оползни, обвалы, опускание и перекосы земной поверхности, разжижение грунта, наводнения при разрушении и прорыве плотин и защитных дамб, а также пожары. Интенсивность землетрясений оценивается в сейсмических баллах или определяется величиной магнитуды. Сейсмическая шкала используется для оценки интенсивности землетрясения на поверхности земли. Для оценки энергии сейсмических волн, возникающих при землетрясениях, применяют шкалу Рихтера – сейсмическую шкалу магнитуд. Соотношение между магнитудой землетрясения по шкале Рихтера и его силой в эпицентре по 12-балльной шкале зависит от глубины очага. Среднее число землетрясений, происходящих ежегодно на земном шаре, приведено в табл. 2.5. Таблица 2.5 Среднее число землетрясений, происходящих ежегодно на земном шаре
Участок на поверхности Земли, в пределах которого сила подземных толчков достигает наибольшей величины, называется эпицентром; по мере удаления от эпицентра во все стороны сила толчков уменьшается до степени едва заметных колебаний почвы. Если соединить линиями пункты, в которых толчки проявились с одинаковой силой, получаются так называемые изосейсты. Изосейста наиболее сильных толчков землетрясения охватывает эпицентр, крайняя периферическая изосейста (обычно 3- или 4-балльная) оконтуривает область распространения слабых колебаний при данном землетрясении. Площади распространения колебаний по своим размерам различны. Известны случаи, когда колебания распространялись от эпицентра в сторону всего на несколько километров. Эпицентр в большинстве случаев не является непосредственным источником колебаний, а представляет собой лишь проекцию на поверхности Земли очага или гипоцентра землетрясения, т. е. того участка в глубине Земли, в котором возникло землетрясение. Очаги могут находиться на разных глубинах – до 600–700 км ниже поверхности Земли. Основная масса сейсмических очагов лежит в пределах земной коры, т. е. не опускается ниже 100 км. В самой толще земной коры очаги землетрясения располагаются неравномерно – чем ближе к поверхности, тем их больше. Так, очаги землетрясения в Крыму находятся на глубине от 10 до 40 км, в северных частях Средней Азии они редко опускаются ниже 60 км. По поверхности Земли землетрясения распределены неравномерно. На равнинах, или точнее на платформах, очагов землетрясений нет; сюда редко доходят в ослабленной форме лишь колебания от удаленных очагов. Основная масса очагов, в том числе очагов разрушительных землетрясений, лежит в пределах современных складчатых зон, т. е. в тех частях земной коры, которые испытывают в настоящий момент интенсивные движения, сопровождающиеся деформациями земной коры. Причиной землетрясений служат тектонические движения, происходящие в толще Земли. Они выражаются в появлении многочисленных, часто сложных и крупных дислокаций (т. е. образований складок, разрывов и вертикальных перемещений отдельных участков в толще коры), в глубокой метаморфизации (изменении) всех толщ земной коры, в интенсивном вулканизме и др. Нередко наблюдается тесное соответствие между распространением тектонических структур (обычно разрывов) и изосейст. Изосейсты протягиваются вдоль тектонических разрывов, оконтуривая узкие, удлиненные полосы наибольших разрушений, лежащих вблизи тектонических разрывов. Кроме тектонических, известны вулканические, связанные с вулканическими извержениями, а также обвальные, связанные с обрушением подземных карстовых пустот; при этих землетрясениях толчки не достигают большой силы и распространяются недалеко. Выделяются также моретрясения, представляющие те же землетрясения, но их очаги расположены под дном моря или океана. Накопление тектонических напряжений, процесс разрядки этих напряжений в форме землетрясений, а также распространение возникших в очаге сейсмических волн в толще земного шара – явления, связанные с упругими свойствами горных пород и вообще твердого вещества Земли. При сильных землетрясениях выделяется энергия до 1 · 1024–1 · 1025 эрг, это соответствует энергии, которую может дать Днепровская ГЭС при непрерывной работе в течение 300–350 лет. При землетрясении в очаге возникает комплекс колебательных движений, в систему которых вовлекаются поочередно все более и более удаленные от очага частицы. Это, прежде всего, продольные волны, распространяющиеся по толще земного шара со скоростью (VP), достигающей 7–14 км в секунду. Их можно понимать как реакцию среды на внезапное изменение объема. Примером продольных волн, распространяющихся в газообразной среде, могут служить звуковые волны, возникающие как реакция воздуха на колебание, например, струны, и вызывающие быструю смену сжатия и разрежения воздуха в соседстве со струной. Поперечные волны распространяются по толще Земли со скоростью (VS), равной 4–10 км в секунду. При продольных волнах частицы колеблются в направлении от очага колебаний к периферии, вдоль так называемого сейсмического луча. При поперечных волнах частицы колеблются в плоскости, перпендикулярной к направлению сейсмического луча. В связи с тем, что продольные волны являются следствием сопротивляемости среды изменениям объема, а сопротивляемость характерна для всех агрегатных состояний вещества, продольные волны могут распространяться как в твердых, так и в жидких и газообразных телах. Поперечные волны, возникающие в результате сопротивляемости среды изменениям формы, распространяются только в твердых телах; жидкость и газы не сопротивляются изменениям формы. Скорость продольных и поперечных волн определяется формулами:  , (2.9) , (2.10)где K – модуль всестороннего сжатия; – модуль сдвига; р – плотность среды. Кроме продольных и поперечных волн, выделяются еще так называемые волны Рэлея, возникающие на свободной поверхности твердого упругого пространства (на поверхности раздела земля – воздух), наподобие того, как появляются волны на поверхности жидкости под влиянием ветра. Однако в твердом веществе волны Рэлея вызываются упругими силами, а не силой тяжести, как в жидкости. Наконец, выделяют еще поперечные поверхностные длиннопериодные волны, возникающие в том случае, если упругий слой лежит на поверхности упругого полупространства. Предвестники землетрясений Каждое сильное землетрясение приводит к частичной разгрузке накопленных в данном месте сейсмоактивного района напряжений. При этом напряжения по абсолютной величине уменьшаются в районе очага землетрясений всего на 50–100 кг/см2, что составляет только первые проценты от существующих в земной коре. Однако этого достаточно для того, чтобы следующее сильное землетрясение в данном месте произошло через довольно значительный промежуток времени, исчисляемый десятками и сотнями лет, так как скорость накопления напряжений не превышает 1 кг/см2 в год. Энергия землетрясения черпается из окружающего очаг объема пород. Поскольку максимальная упругая энергия, которую может накопить горная порода до разрушения, определена как 103 эрг/см3, существует прямо пропорциональная зависимость между энергией землетрясения и объемом пород, отдающих свою упругую энергию во время землетрясения. Естественно, что промежуток времени между последовательными сильными землетрясениями будет возрастать с увеличением энергии (магнитуды) землетрясения. Мы приходим, таким образом, к понятию сейсмического цикла. На основе анализа сейсмичности Курило-Камчатской дуги обосновано, что землетрясения магнитуды М = 7,75 повторяются в среднем через 140 ± 60 лет. Длительность сейсмического цикла T зависит от энергии землетрясения Е:  . (2.11)Существенным для прогноза землетрясений является то, что сейсмический цикл распадается на 4 основных стадии. Само землетрясение длится несколько минут и составляет стадию I. Затем наступает стадия II постепенно уменьшающихся по частоте появления и энергии афтершоков. Для сильных землетрясений она длится несколько лет и занимает около 10 % сейсмического цикла. Во время стадии афтершоков продолжается постепенная разгрузка очаговой области. Затем наступает длительная стадия сейсмического покоя, занимающая до 80 % всего времени сейсмического цикла. Во время этой стадии происходит постепенное восстановление напряжений. После того, как они снова приблизятся к критическому уровню, сейсмичность оживает и нарастает до момента следующего землетрясения. IV стадия активизации сейсмичности занимает примерно 10 % сейсмического цикла. Большинство предвестников землетрясений возникают на IV стадии. Сейсмологические предвестники. Концепцию сейсмических брешей представил в современном виде С. А. Федотов. Он нашел, что афтершоковые области землетрясений не перекрывают друг друга. При этом следующие сильные землетрясения имеют тенденцию располагаться между очагами уже произошедшими. На этом основании был построен метод долгосрочного прогноза мест следующих землетрясений с учетом стадии сейсмического цикла и скорости накопления энергии в сейсмоактивной зоне. Под сейсмической брешью следует понимать долговременное отсутствие сильных землетрясений на участке сейсмоактивного разлома между очагами уже произошедших землетрясений. Термин «долговременное» обозначает десятки и даже сотни лет. Между концами разрывов от очагов ранее произошедших землетрясений существуют повышенные напряжения, которые увеличивают вероятность следующего сейсмического события в этом месте. Сложность применения этого предвестника заключается в том, что с учетом очень короткой истории регистрации землетрясений, во-первых, трудно выявить места, где землетрясения уже происходили в далеком прошлом, во-вторых, на практике оказывается, что в сейсмоактивных районах обнаруживается значительное количество брешей, и не во всех можно установить стадию сейсмического цикла. Некоторые могут оказаться не сейсмоопасными участками в результате особенностей тектонического строения или вследствие неблагоприятно ориентированного напряженного состояния. В отличие от сейсмической бреши, которая существует в сейсмоактивной области многие годы, иногда в III стадии сейсмического цикла на фоне нарастающей активизации сейсмичности возникает относительно кратковременное сейсмическое затишье. Детальный анализ данной ситуации позволяет предложить следующие основные правила выявления сейсмического затишья:
В случае протяженного и довольно однородного по прочности сейсмоактивного разлома перенос напряжений на край разрыва от произошедшего землетрясения может способствовать образованию последовательности следующих землетрясений по цепочке вдоль разлома. Здесь уместна аналогия с постепенным скачкообразным удлинением трещины. Более общей причиной миграции сейсмичности могут быть деформационные волны, распространяющиеся вдоль сейсмогенных поясов. Возможным источником деформационной волны выступает сильнейшее землетрясение прошлого. Изменение поля деформаций может способствовать инициированию землетрясений в тех местах, где накопились значительные тектонические напряжения. Деформационными волнами могут быть вызваны эффекты миграции сильных землетрясений, обнаруженные в Средней Азии и на Кавказе. Рассмотрим последовательность землетрясений с М > 6 на 700-километровом участке кавказского ответвления Северо-Анатолийского разлома. Началом миграции землетрясений, по-видимому, явилось Эрзурумское землетрясение 1939 г., М = 8. Процесс миграции распространялся в северо-восточном направлении со средней скоростью 12 км/год. В 1988 и 1991 гг. в соответствии с данной тенденцией произошли разрушительные землетрясения в Армении (Спитакское) и в Грузии (Рачинское). Явление миграции удачно используется для долгосрочного прогноза. Именно таким способом было предсказано Алайское землетрясение в Киргизии 1 ноября 1978 г. Довольно часто встречается возникновение роев землетрясений. Роем называют группу землетрясений, незначительно отличающихся по магнитуде, вероятность появления которых в определенной пространственной ячейке за фиксированный интервал времени существенно превышает вероятность, следующую из закона случайного распределения. В качестве последнего принимается закон Пуассона. Чтобы отличать рой от последовательности афтершоков сильного землетрясения, принято следующее правило: если в группе землетрясений магнитуда главного толчка Мр превышает магнитуду следующего по силе Мр–1 на небольшую величину (Мр – Мр–1 = 0,3), то данная группа может идентифицироваться, как рой и следует ожидать главного землетрясения с магнитудой в два раза превышающей Мр. Расстояние между соседними сейсмическими событиями в группе определяются взаимодействием полей напряжений их очагов. Группа из N или более землетрясений вычисляется в пространственно-временном окне Т–R, границы которого (по времени и расстоянию) задаются следующим образом: T(K) = а·10bK; (2.12) R(K) = c·L . (2.13) где K–энергетический класс землетрясения, относительно которого определяются параметры пространственно-временного окна при нахождении группирующихся событий; L – длина разрыва в очаге землетрясения данного энергетического класса, которая находится по соотношению (2.7); а, b – эмпирические параметры модели, величина с = 3, что соответствует зоне влияния напряжений каждого разрыва на соседние и величине рассмотренного ниже концентрационного критерия разрушения твердых тел. Прогностический параметр плотности сейсмогенных разрывов, являющийся аналогом концентрационного критерия разрушения при переходе к масштабам сейсмоактивного региона, основан на применении кинетической теории прочности твердых тел к горным породам. Считается, что землетрясение происходит после того, как в его очаговой области накопилась критическая концентрация разрывов меньшего размера. Для построения карт параметра плотности сейсмогенных разрывов Kср сейсмоактивная зона делится на перекрывающиеся элементарные объемы V, в каждом из которых рассчитываются значения Kср за интервал времени ΔТj, увеличивающийся с некоторым шагом Δt, по формуле:  , (2.14)где N – число землетрясений в единице объема; L – средняя длина разрывов этих землетрясений, вычисляемая как  . (2.15)Длина разрыва в очаге i-го землетрясения вычисляется по формуле (2.7). Из (2.14) следует, что Kср после начала счета имеет высокие значения, постепенно уменьшающиеся по мере приближения сильного землетрясения. Для разных сейсмоактивных районов мира перед сильными землетрясениями в их очагах накапливается столько разрывов предыдущих размеров, что среднее расстояние между соседними разрывами равно утроенной величине их средней длины. В этих случаях происходит лавинообразное объединение накопленных разрывов, приводящее к формированию главного (магистрального) разрыва, вызывающего сильное землетрясение. Основу модели лавинно-неустойчивого трещинообразования (ЛНТ) составляют два явления: взаимодействие полей напряжения трещин и локализация процесса трещинообразования. Естественно при этом ожидать проявления локализации сейсмического процесса перед сильными землетрясениями. Она может быть найдена, если рассчитывать карты накопления числа сейсмических событий, энергии или поверхностей разрывов за последовательные промежутки времени. Появление форшоков знаменует окончание III стадии сейсмического цикла и свидетельствует о завершающемся процессе локализации сейсмичности. В этом смысле форшоки представляют большой интерес, поскольку могут рассматриваться как краткосрочный предвестник землетрясения, точно указывающий местоположение гипоцентра. Однако пока не найдено надежных критериев выявления форшоков на фоне сейсмических событий. Поэтому форшоки идентифицируются, как правило, уже после произошедшего землетрясения, когда положение очага известно. В редких случаях перед главным толчком происходят настолько мощные серии форшоков, что они с высокой вероятностью указывают на возможное сильное землетрясение и используются для прогноза. Наиболее знаменательный случай такого рода имел место перед Хайченгским землетрясением c М = 7,3 (Китай) 4 февраля 1975 г. В сейсмологической практике к форшокам относятся события, произошедшие за несколько секунд, минут, часов и, в крайнем случае, дней в очаговой области сильного землетрясения. Однако форшоками можно называть и события, случившиеся в очаговой области раньше, но с высокой степенью вероятности указывающие на процесс подготовки в этом месте сильного землетрясения. К таким форшокам могут быть отнесены явления, детально исследованные и названные отдаленными афтершоками. Такого рода сейсмическим событиям дали следующее определение. Пусть A – сильное землетрясение с магнитудой М > Ма, после которого имеют место афтершоки; В – землетрясение в меньшем диапазоне магнитуд (Мb< М < Мc), произошедшее в течение некоторого времени Tаb после землетрясения А на расстоянии не более Dаbот него; С – готовящееся сильное землетрясение (М > Мc). Землетрясения В и С располагаются вне области обычных афтершоков землетрясения А. Гипотеза об отдаленных афтершоках состоит в том, что землетрясение В происходит в окрестности готовящегося землетрясения С не случайно. Для выявления не случайности появления события В в сейсмоактивном районе важно задать небольшой промежуток времени Таb и умеренное расстояние Dаb, делающие маловероятным появление события В в данном пространственно-временном окне по сравнению с законом случайного распределения. Относительно слабые землетрясения, указывающие на место будущего, более сильного, возникают не только сразу после предыдущего сильного землетрясения, но и за короткий интервал времени перед ним. Они названы индуцированными форшоками и могут возникать на расстояниях в несколько сот километров от инициирующего их сильного землетрясения. Этот факт говорит о том, что при подготовке сильного землетрясения активизируется значительный объем земной коры сейсмоактивного района. Явления отдаленных афтершоков и индуцированных форшоков объясняются высокой чувствительностью к внешним воздействиям горной породы, находящейся в условиях, близких к потере устойчивости. Геофизические, гидрогеодинамические и геохимические предвестники. Из рассмотрения моделей подготовки землетрясений (дилантно-диффузная модель (ДД), лавинно-неустойчивого трещинообразования (ЛНТ), модель неустойчивого скольжения, модель консолидации) следует, что этапы зарождения и развития очага должны сопровождаться неупругими деформациями горных пород. При этом наибольших изменений в поле деформаций земной коры следует ожидать в наиболее мягких участках представленных разломными зонами. В связи с этим рассмотрим гипотезу возникновения деформационных аномалий. В сейсмически активном районе Копетдага и сейсмически спокойном Припятском прогибе, которые характеризуются мощными чехлами осадочных пород, были выявлены локальные аномалии вертикальных движений шириной порядка 1–2 км, формирующиеся за 10–1–10 лет при высокоградиентном характере движений (10–20 мм/км год). Обобщение результатов наблюдений привело к выводу о трех главных типах локальных аномалий: 1. Наиболее ярко проявляются аномалии γ-типа, представленные опусканием реперов в зонах тектонических разломов в условиях субгоризонтального растяжения. 2. При субгоризонтальном сжатии регистрируются аномалии β-типа, представляющие подъем поверхности на большей базе по сравнению с аномалиями γ-типа (региональный изгиб). 3. Аномалия имеет S-образную (ступенеобразную) форму. Все они развиваются на фоне более медленного квазистатического наклона поверхности при изменении региональных напряжений. Рассмотрим пример аномалий γ-типа на Камчатке по профилю нивелирования длиной 2,6 км, пересекающему разломную зону. Профиль включает 28 пикетов. В интервале 1989–1992 гг. на нем проводились повторные наблюдения с частотой 1 раз в неделю. Были обнаружены вертикальные смещения земной поверхности амплитудой в несколько сантиметров при точности измерений 0,1 мм. Ширина аномалий составляла от 200 до 500 м. Они не выявлены на той части профиля, которая находилась за пределами разломной зоны. Результаты измерений в последовательные интервалы времени показали, что они отражают пульсирующий характер величины аномалий. Было выявлено увеличение амплитуды аномалий перед землетрясениями, происходившими на расстоянии до 200 км от профиля наблюдений. Однако локальные аномалии возникают не над всеми разломами. Кроме того, в отдельные интервалы времени они перестают развиваться, превращаясь из кинематических в статические. Отсюда следует, что для появления локальных аномалий нужно выполнение определенных условий изменения регионального поля напряжений и свойств материала (параметров) разломных зон, в пределах которых они возникают. В связи с этим такие аномалии уместно назвать параметрическими. Аномалия γ-типа может возникнуть, например, за счет изменения регионального поля напряжений и проседания пород в разломной зоне. Но проседание может иметь место и при неизменном региональном напряжении вследствие изменения свойств разлома, например, вследствие вариаций внутрипорового давления. Относительная деформация пород в зоне аномалии γ-типа может достигать величины 10–5 1/год, что согласуется с полевыми наблюдениями. Геомагнитным предвестникам землетрясений издавна уделялось большое внимание, так как вследствие существования пьезомагнитного эффекта и наличия в горных породах магнитных минералов изменения напряженного состояния должны отражаться в вариациях геомагнитного поля. Существуют две точки зрения на природу геомагнитных предвестников. Одна связывает их с электрокинетическими явлениями, вторая – с пьезомагнетизмом. Аналогичные геомагнитные наблюдения проводились в районе г. Ашхабада с определённой схемой расположения реперов. Оцененная среднеквадратичная ошибка измерений не превышала 0,5 нТл. Определены вариации изменений полного вектора геомагнитного поля Т по трем профилям перед землетрясением 7 сентября 1978 г. с магнитудой 4,4. Определено, что аномальные изменения бухтообразной формы величиной до 6 нТл проявились за 6–8 месяцев до сейсмического толчка на всех реперах по профилям, идущим вдоль разломных зон. В то же время амплитуда аномалий убывала по мере удаления пикета от разлома. Время развития аномалий Т совпало с вариацией наклона земной поверхности, зарегистрированной наклономером, установленном в шурфе возле одного из реперов. Это дает большую уверенность приписать геомагнитные вариации тектоническому происхождению. Расчеты и сопоставление с измерениями теллурических токов привели к выводу, что аномалии вызваны электрокинетическим эффектом изменяющегося по мощности фильтрационного потока подземных вод. Наибольшие изменения последнего происходили в зонах разломов. Геомагнитные предвестники пьезомагнитной природы были выявлены в Прибайкалье, а физическая природа их подтверждена количественными расчетами. Выяснено также, что вариации механических напряжений в горных породах величиной 0,01 МПа за счет сезонных колебаний уровня озера Байкал приводят к изменениям регистрируемого в прибрежной зоне магнитного поля Т величиной в 1 нТл. После проведения первых работ по применению на Гармском полигоне дипольного зондирования на постоянном токе и выявившего предвестники электросопротивления, работы в этом направлении активно проводились на Гармском полигоне, а также в Киргизии и в Туркмении. Глубинные электрические исследования проводятся методами частотного зондирования (ЧЗ) и зондирования становлением (ЗС). Первые систематические работы с целью обнаружения электротеллурических предвестников (ЭТП) проведены в начале 60-х гг. на Камчатке. Особенностью их была синхронная регистрация на нескольких станциях, причем на каждой станции для исключения приэлектродных процессов использовался ряд измерительных линий и неполяризующиеся электроды. Было обнаружено, что перед землетрясениями Камчатки регистрируются аномальные изменения разности потенциалов, не коррелирующиеся с вариациями геомагнитного поля и метеорологическими факторами. Работы в Гармском районе и на Кавказе подтвердили основные черты такого типа аномалий: бухтообразное изменение Е величиной в первые десятки милливольт вне зависимости от длины измерительной линии и большое «дальнодействие» (до нескольких сотен километров от эпицентра землетрясения). Кроме того, показано, что аномалии ЭТП приурочены к разломам земной коры и являются «параметрическими», т. е. связаны с изменениями электрокинетических и электрохимических свойств пород в разломной зоне под действием медленно меняющегося поля напряжений. При поиске электромагнитных предвестников в радиоволновом диапазоне регистрировалась скорость счета электромагнитных импульсов (ЭМИ). При проведении работ использовался набор частот, но наиболее интересные результаты получены в диапазоне 81 кГц. Известны аномалии скорости счета перед тремя землетрясениями в Японии. Эпицентральные расстояния составляли первые сотни километров, что обеспечивало регистрацию ЭМИ отраженным лучом, если считать, что сигнал появлялся в эпицентральной области. Уровень огибающей скорости счета начинал увеличиваться за 0,5–1,5 ч до сейсмического толчка и резко спадал до исходного уровня сразу после землетрясения. Оказалось, что в эпицентральной области землетрясения может отмечаться как повышение, так и понижение активности ЭМИ перед землетрясением. Так, например, когда за 2 сут до землетрясения в Карпатах 4 марта 1977 г. с М = 7 и глубиной очага 120 км отмечалось постепенное увеличение числа сигналов на приёмную станцию в азимуте, указывавшем на эпицентр. Наличие удаленной станции позволило заключить, что это увеличение вызвано лучшим прохождением сигналов далеких гроз над эпицентральной областью. Заметим, что кроме общего увеличения числа сигналов наблюдается усиление размаха в суточном ходе. Дальнейшие исследования показали, что перед Алайским землетрясением 1 ноября 1978 г. с М = 7 и Спитакским землетрясением 7 декабря 1988 г. с М = 6,9, наоборот, отмечалось замирание прохождения сигналов над эпицентральными областями. Все это привело к выводу, что предвестники в электромагнитных импульсах могут являться отражением изменившихся геоэлектрических условий над эпицентром готовящегося землетрясения, например, вследствие аномальной ионизации атмосферы. Наибольшее число зарегистрированных надежных предвестников землетрясений, за исключением сейсмических, относится к измерениям уровня подземных вод. Это связано с двумя причинами. Во-первых, скважина и даже колодец являются чувствительными объемными деформометрами и прямо отражают изменения напряженно-деформированного состояния в земле. Во-вторых, только в гидрогеологии накоплены длинные ряды наблюдений на обширной сети скважин и колодцев. Несмотря на разнообразие форм проявления гидрогеодинамического предвестника, в эпицентральной области готовящегося землетрясения более часто отмечается следующая последовательность: за несколько лет до сильного землетрясения наблюдается постепенно ускоряющееся падение уровня, за которым следует резкий подъем в последние дни или часы до толчка. Этот тип проявляется также в дебите источников или самоизливающих скважин. Обычно величина аномальных изменений уровня подземных вод в скважинах перед землетрясением составляет несколько сантиметров, но отмечались и уникальные случаи высокоамплитудных аномалий. В период двух Газлийских землетрясений 1976 г. с магнитудой 7 и 7,3 была зарегистрирована аномалия величиной 15,6 м, причем скважина находилась на расстоянии 530 км от очагов землетрясений. Было дано одно из возможных объяснений этому явлению. Пусть наблюдательная скважина вскрывает два или больше водоносных горизонтов или систем трещин. Если они разделены слабопроницаемыми слоями горных пород, то пьезометрические уровни Н и водопроводимости Т таких горизонтов будут различаться между собой. Для системы двух горизонтов уровень воды в скважине будет определяться соотношением  . (2.16)Если в процессе тектонической деформации нарушается контакт скважины с одним из горизонтов или, наоборот, открывается ранее изолированный горизонт, это может привести к скачкообразному изменению уровня воды в скважине. Данный механизм является конкретным проявлением более общего закона, описывающего нелинейность системы при достижении порога перколяции. Остановимся на пространственных особенностях гидрогеодинамических (ГГД) предвестников. На основании измерений уровня воды рассчитывается ряд коэффициентов, важнейшим из которых является изменение объемной деформации пород. Анализ карт ГГД – поля Кавказа в период Спитакского землетрясения показал, что, начиная с августа 1988 г., наметилась тенденция развития структуры растяжения в районе будущего землетрясения. Развитие Спитакской структуры шло в сторону увеличения ее размеров при одновременном повышении интенсивности деформаций. К 1 декабря 1988 г. структура разрослась таким образом, что ее удлиненная ось достигла 400 км, а ширина составила около 150 км. Центр структуры, характеризовавшийся падением уровня воды в скважинах, находился в эпицентральной зоне будущего землетрясения. Максимум интенсивности аномалии и размеров структуры растяжения наблюдался за 11 ч до землетрясения. За 40 мин до толчка начался процесс уменьшения аномалии. Геохимические предвестники указывают на аномальное увеличение содержания радона в термоминеральной воде глубинного происхождения (перед Ташкентским землетрясением 25 апреля 1966 г., М = 5,1). О большой вероятности связи аномалии с землетрясением свидетельствовало быстрое возвращение содержания радона к нормальному уровню после толчка. Наиболее долговременные ряды наблюдений на системе скважин получены на Ташкентском прогностическом полигоне. Это позволило выявить прогностические уровни по ряду параметров и способствовало в комплексе с геофизическими методами выдаче краткосрочного прогноза Алайского землетрясения 1 ноября 1978 г. с магнитудой 7. Одним из препятствий применения геохимических способов для прогноза землетрясений является не установленные эффективная чувствительность к полю деформаций и размеры области, ответственной за наблюдаемые вариации. Геохимические методы прогноза могут применяться как дополнительные к другим, прежде всего, гидрогеодинамическим и деформационным. Общие черты землетрясений на территории России Землетрясения на территории России известны вдоль границы – от Карпат до Камчатки. На Кавказе большинство сейсмических очагов находится в центральной части Закавказья, в области между горами Ахалкалаки – Ахалцихе – Гори – Ленинакан. Среди землетрясений первой половины XX в. здесь известны такие, как Ахалкалакское 1900 г., Шемахинское 1902 г., Горийское 1920 г., Ленинаканское 1926 г.,1986 г., Зангезурское 1931 г., Ереванское 1937 г. Кавказские землетрясения характеризуются неглубокими очагами и небольшой областью распространения колебаний. В центральной части Черного и Каспийского морей очагов землетрясения нет. По периферии, в зоне континентального склона, имеется значительное количество очагов землетрясений. Важная особенность среднеазиатских землетрясений – наличие глубоких очагов в пределах Памира. В этом одно из различий сейсмического режима Памира и Тянь-Шаня, что обусловливается различием их геологического строения и развития, поскольку Памир является молодой складчатой областью, а Тянь-Шань – более древней. В горных областях между Тянь-Шанем на юго-западе и Саянами на востоке землетрясения известны повсеместно, но они реже и слабее, чем в Средней Азии. Наиболее сильные из них – 1898 г. и 1903 г. в районе Новокузнецка (бывший Сталинск). Прибайкалье представляет один из активных сейсмических районов, особенно в южной части. Эпицентры тянутся здесь полосой вдоль тектонических депрессий, начинающихся на юго-западе впадиной озера Хубсугул и далее проходящих по линии впадин Иркута и Тунки, оз. Байкал, р. Баргузин. Местные землетрясения достигают иногда большой силы (Кударинское 1903 г., Моиндинское 1949 г.). Далее на восток землетрясения отмечаются редко и проявляются со слабой силой. Заметные колебания ощущаются в Приморье и, особенно на Сахалине, где возможны 7-балльные землетрясения. В районе Магадана и в Верхоянском хребте известны землетрясения 7-балльной силы. На Камчатке и в полосе Курильских островов тектонические землетрясения часты и сильны; одновременно отмечаются вулканические землетрясения, т. е. крупные волны на водной поверхности океана, которые при моретрясениях с большой скоростью устремляются на низменные берега суши и могут причинить большие бедствия (например, в 1923 г. близ Усть-Камчатска). От Верхоянского хребта полоса эпицентров землетрясений тянется к северо-западу, проходит через группы островов полярных морей и достигает Шпицбергена и Исландии. В равнинных областях Сибири и Европейской части России землетрясения практически отсутствуют. Лишь изредка сюда доходят в ослабленной форме колебания, возникшие в результате сильных землетрясений южных районов, или же ощущаются слабые подземные толчки карстового происхождения (в северных районах Европейской части России, на Урале и в Донбассе). Прогноз землетрясений и профилактические мероприятия Методы прогноза землетрясений и оценка их последствий. Тщательный анализ имеющихся данных позволяет предвидеть, в каких районах, и с какой силой могут проявляться землетрясения в будущем. В этом заключается сущность проблемы сейсмического районирования России, на основании которого составляются специальные инструкции и правила, регулирующие сейсмостойкое строительство. Мероприятия по сохранению зданий от разрушений при подземных толчках заключаются в обеспечении высокого качества строительства, в укреплении стен поэтажными железобетонными поясами, по ограничению этажности, по упрощению плана здания с приближением его к изометрическим формам и др. Карта сейсмического районирования, составленная Геофизическим институтом Академии наук РФ, одобрена Советом по сейсмологии при Президиуме Академии наук РФ и утверждена Правительством РФ в качестве официального документа, по которому устанавливается исходная цифра сейсмической балльности (т. е. силы вероятных землетрясений) для всех населенных пунктов сейсмических районов РФ. Согласно этой карте, различные сейсмические зоны занимают соответствующие площади (табл. 2.6). |