В.И. Трухин, К.В. Показеев, В.Е. Куницын - Общая и экологическая геофизика, страница 8

Смещения при колебаниях данного вида направлены по касате,тьной и пе имен>т радиальной составляющей. Сфероидальные и крутильные колебания происходят совместно, и поэтому смещение в каждой точке поверхности представляет собой смесь колебаний обоих типов. На рис. 2.13 представлены основные моды собственных колебаний. Для крутильных колебаний Т с помощью индексов п и 1 обозначается число узловых линий „Ть Индекс п относится к количеству узловых поверхностей внутри Земли, а индекс 1 равен числу ограниченных этими поверхностями секторов на поверхности Земли (1 = и + 1).

Простейшему крутильному колебанию вТв (рис. 2.13, а) соответствует только одна поверхность, секущая поверхность Земли по экватору, относительно которой Северное и Южное полушария «закручиваются» в противоположных направлениях. Аналогичные движения должны быть и в недрах Земли. Мода вТ2 является основным крутильным колебанием Земли. На рис. 2.13, б изображен первый радиальный обертон 1То основной моды Т.

В этом случае Земля разделена па четыре области, в каждой из Рл. 9. Землевгрясеиия и сейсмология 062 15 432 18 519 -584 0,000 9,259 12,346 Время, ч и 3,086 6,173 !2,6 11,2 9,8 4,2 2,8 1,4 0,0 25 Рис.2.12: а) запись собственных колебаний Земли на сейсмограмме землетрясения в Индонезии 19 августа 1977 г. (магнитуда 7,9), б) частотный спектр, рассчитанный по сейсмограмме (по Болту) ,о 292 0 о -292 о х 8,4 о э 7,0 ег о о 5,6 9,2 15,8 22,5 29,2 35,8 42,5 49,2 55,8 х10 Частота, Гц б ! л.

2. Землетрясения и сейсмология ОТ2 ,Т, г 152 Ол2 Рис. 2.И. Схематическое изображение мод собственных колебаний Земли (по Болту) которых движение имеет различное по отношению к соседней области направление. При сфероидальных колебаниях Я смещения имеют еще и вертикальную составляюгдую. Колебания основной моды еЬ2 напоминают чередукпциеся выгибания и прогибания упругого мяча (рис. 2.13, в). В этом случае имеются две узловые линии на поверхности, которые для моды пЯ2 совпадают с параллелями Северного и К)жного полушарий (индекс 1 для Я-колебаний равен числу узловых линий на поверхности). На рис. 2.13, г изображена схема колебаний первого радиального обертона 1 52. Тот факт, что найденный по наблюдениям период собственного колебания Земли (54 мин для моды еЯ2) на 6 мин меньше теоретического, указывает на меру отклонения реальной Земли от однородной модели.

Период чисто радиальных колебаний еЬе равен 25,5 мин. В спектре крутильных мод иТг имеются колебания, близкие по периодам к сфероидальным. Например, периоды мод еТ2 н еЯш равны 360,3 н 360,2 с. Для того чтобы извлечь пользу нз все более точных наблюдений, которыми располагает современная сейсмология, необходимо как можно детальнее описывать сами спектры колебаний. Гл. 3.

Землепгрясеиия и сейсмология Важные сведения о неупругих свойствах глубоких частей Земли получаются из наблюдений затухания собственных колебаний. Ешги принять, что механическая добротность вещества мантии Я не зависит от частоты, то значения Я, получающиеся по наблюдениям, показывают, что для нижних частей мантии Ц больше, чем для верхних. Особый интерес представляет чрезвычайно большое Я > 25000 для колебаний ваш Из этого факта делается вывод о том, что поглощение упругих волн происходит в основном вслодствие деформации сдвига.

Поверхностные волны Поверхностные волны возникают под действием объемных сейсмических волн при их выходе на поверхность Земли. Поверхностные волны могут также возникать на границах раздела двух сред внутри Земли. Эти волны бывают двух типов: волны Рэлея и волны Лява. Свое название они получили от имен ученых, которые впервые создали теорию этих волн (Рэлей в 1885 г., Ляв в 1911 г.) В рэлеевской волне смещение частиц почвы происходит в вертикальной плоскости, а сами частицы описывают эллипс, двигаясь против часовой стрелки (рис. 2.14, а). вертикаль вертикаль горизонталь б Рис. 204. Схема смещений частиц почвы в волнах Рэлея (а) и Лява (б) В волнах Лява смещение частиц происходит в горизонтальной плоскости перпендикулярно к направлению распространения волн (рис. 2.14, б).

Величина смещения в обоих типах волн максимальна на поверхности и экспоненциально убывает с глубиной. Поэтому с помощью этих волн можно эффективно зондировать Землю до глубины, приблизительно равной одной трети длины волны. Длины поверхностных волн, возбуждаемых при землетрясениях, лежат в интервале от десятков до многих сотен километров. Поверхностные волны от сильных землетрясений настолько интенсивны, что по нескольку раз обегают вокруг земного шара.

Эти волны позволяют получать много информации о ! л. 2. Землетрясения и ввйамологил недрах планеты по измерениям на небольшом числе сейсмосганций. Они очень удобны при сейсмическом зондировании Луны и других планет. С помощью поверхностных волн детально изучено расположение слоя пониженных скоростей в верхней мантии, строение земной коры континентов и океанов и другие детали регионального строения наружных слоев Земли. В отличие от обьемных скорость поверхностных волн зависит от частоты (дисперсия). Именно это свойство поверхностных волн используется для изучения строения неглубоких слоев Земли. При наличии дисперсии существуют различия фазовой и групповой скоростей волн.

Зависимости фазовых и групповых скоростей от периода поверхностной волны 7Р называются дисперсионными кривыми. Изучение глубинных слоев Земли основано на сравнении рассчитанных теоретически дисперсионных кривых для некоторых моделей изучаемого региона с кривыми, полученными из наблюдений. Исследования показывают, что дисперсия скоростей волн Рэлея и Лява очень велика и, следовательно, метод поверхностных волн является мощным средством изучения глубинного строения наружных слоев Земли.

Интенсивность землетрясений, сейсмичность Землетрясения различают по интенсивности, происхождению, глубине очага. Интенсивность землетрясений в России и в большинстве других стран оценивается по 12-бальной шкале. Землетрясение силой в 1 балл не ощущается, а отмечается только приборами. Землетрясение в 12 баллов является сильной катастрофой.

Наблюдаются тяжелые разрушения всех сооружений, изменение русел рек, образование водопадов. Происходят сильные изменения рельефа местности на больших пространствах. На поверхности грунта видны волны, подобные морским. Иногда наблюдается подбрасывание отдельных предметов. По происхождению землетрясения бывают тектонические, вулканические, обвальные. По глубинам очагов землетрясения делятся на обыкновенные (( 70 км), промежуточные (70 — 300 км) и глубокие (300-700 км). Количественную оценку силы землетрясения можно вырао 4х а зить отношением — (козффициент сотрясения), где о = —. Д 7а амплитуда ускорения почвы при гармоническом колебании: 2х х=асйп — ! Т Гл.

ь'. Землетссрясеиия и сейсмология (а амплитуда смещения почвы); се может быть измерена непосредственно специальными приборами. Б. Б. Голицын предложил оценивать энергию землетрясения на расстоянии Ь по формуле -ьл 2хьв (2.22) где Š— энергия колебания в очаге, к — эмпирическая константа. Под сейсмичностьн> подразумевается географическое распределение землетрясений, их связь со строением земной поверхности и распределение по энергиям или магнитудам. Рассмотрим главные закономерности распределения землетрясений по земному шару (рис.

2.15). Наибольшая сейсмическая активность наблюдается в Тихоокеанском поясе. Согласно таблицам Гутенберга и Рихтера, в нем выделилось 75,4оссо энергии неглубоких землетрясений, происшедших с 1904 по 1952 г., 22,9оссе " в Трансазиатской, или Альпийской зоне, протянувшейся от Индонезии через Гималаи к Средиземноморью. На остальную часть земного шара приходится менее 2осса.

Энергия, выделяющаяся при промежуточных и глубоких землетрясениях, в еще большей степени концентрируется в Тихоокеанском поясе. Наиболыпая сейсмичность проявляется у дугообразных структур па земной поверхности. Такую форму в наиболее интересных случаях имеют расположенные рядом океанические желоба, цепочки вулканических островов. К последним приурочены аномалии силы тяжести, а очаги землетрясений располагаются здесь вдоль плоскости, уходящей в глубь Земли под углом 45'. Вообще география землетрясений очень пестра.

Даже в европейских странах, которые по современным представлениям стабильны в сейсмическом отношении, время от времени бушуют серьезные подземные бури. Прежде всего, это относится к странам побережья Северного моря, Бельгии, Швейцарии и другим странам Европы. До настоящего времени землетрясений не наблюдалось только в Антарктиде, несмотря на то, что там есть и молодые горы и действующие вулканы. Это своего рода сейсмологическая загадка. Глубокофокусные землетрясения происходят реже и сконцентрированы в более ограниченных зонах, чем мелкофокусные. Практически все глубокие землетрясения происходят в Тихоокеанском поясе.

Самый глубокий толчок зафиксирован на глубине 720 км; более глубокие части Земли абсолютно асейсми спы. Л~ о 3 1 Т Ф Ю О, О. М о 3 СЧ о а Г- 1 1л.3. Землетрясения и аейсмологил ,М1 с, + — 4— ~+ь р~ ф >к д Ф о а Е Ф Ф м О Гл. в. Землет~~рлгепил и сейсмология Создается впечатление, что все землетрясения вплоть до глубины 720 км связаны с общей системой движений, происходящих в мантии и коре. Распределение землетрясений по поверхности Земли показывает, что глубокие и поверхностные землетрясения приурочены к одним и тем же географическим районам. Возможно, все они определяются общим глубинным механизмом. Магнитудой землетрясения называется его численная характеристика, определяемая по амплитудам сейсмических воли, рождающихся в очаге.

Магнитуда для поверхностных волн обозначается как М, для объемных волн -- пг. Впервые шкала магнитуд предложена Рихтером. В дальнейшем она была усовершенствована. Магнитуду можно определить по формуле М = ~8 —," + У(Л, О) + С, (2. 23) где а амплитуда смещения почвы (в мкм) в поверхностных волнах, Т преобладающий период (в с), Ь эпицентрвльное расстояние, измеряемое углом между радиусами, проведенными из центра Земли через очаг зем.летрясения и через сейсмическую станцию, И, — глубина очага землетрясения. Функция ~(Ь, 6) является результатом обработки многочисленных записей и учитывает убывание амплитуды волны с расстоянием.