В.Н. Жарков - Внутреннее строение Земли и планет (1119250), страница 7
Текст из файла (страница 7)
Каждый, кто длительное времяработал на сейсмической станции, не мог не заметить того огромного несоответствия, которое иногда существует между степенью беспокойства или страхомлюдей, вызываемым землетрясением, и истинным характером землетрясения,о котором можно объективно судить по сейсмограммам. Слабый толчок, ощутимый в центре Лос-Анджелеса, может привести к непрерывным телефоннымзвонкам на сейсмической станции Пасадена на протяжении полусуток, в товремя как сильное землетрясение в отдаленных частях океана иногда проходитнезамеченным, исключая записи сейсмографов, и в результате о нем появляютсяодна или две строчки в конце газетной страницы.
. .28Было очень трудно убедить некоторых лиц в южной Калифорнии, что разрушительное землетрясение Лонг-Бич 1933 г. было второстепенным событием посравнению с калифорнийским землетрясением в 1906 г.1 . Подобное недопонимание стало опасным, когда было публично заявлено, что в южной Калифорнииуже произошло катастрофическое землетрясение в 1933 г. и что в течение многих лет не следует ожидать сильных толчков, так что поэтому якобы можноослабить меры предосторожности».Таким образом, необходимо было решить двоякую задачу. С одной стороны,для научных целей нужно было разработать сравнительно простой и объективный способ оценки энергии землетрясения. С другой стороны, для чистопрактических целей было необходимо объективно и количественно охарактеризовать сейсмический режим того или иного региона, чтобы с большей надежностью прогнозировать сейсмическую опасность.
Здесь же видно, что необходимоделать различие между разрушительным действием землетрясения, характеризуемым его балльностью, и реальной величиной энергии землетрясения, характеризуемой магнитудой [см. формулы (5) и (6)].В настоящее время используется двенадцатибалльная шкала интенсивности. Вообще говоря, существует качественная связь между шкалой магнитуди шкалой балльности (или интенсивности воздействия сейсмических волн насооружения). Практическое значение установления балльности данной местности (сейсмическое районирование) исключительно велико, так как это определяет стоимость строительства. Эти вопросы рассматриваются в специальныхруководствах.В настоящее время магнитуду землетрясения MS определяют по формулеa(5)MS = lg + f (Δ, h) + C,Tгде a — амплитуда смещения почвы в микронах в поверхностных волнах с периодом T (T ∼ 20 с), Δ — эпицентральное расстояние, h — глубина очага землетрясения.
Эмпирическая функция f (Δ, h) позволяет приводить все наблюдения кстандартному эпицентральному расстоянию Δ = 100 км, а C представляет собойстанционную поправку, с помощью которой наблюдения приводят к некоторому«стандартному» грунту. Логарифмическая шкала позволяет охватить огромныйинтервал магнитуд землетрясений одной формулой. Сильнейшие землетрясенияхарактеризуются магнитудами больше восьми по шкале Рихтера. Так, катастрофическое чилийское землетрясение 22 мая 1960 г. имело магнитуду MS = 8.3.1 Магнитуда землетрясения Лонг-Бич (11 марта 1933 г.) была равна M = 6.25, а КалифорSнийского (18 апреля 1906 г.) MS = 8.3, и согласно формуле (6) их энергии отличаются в тысячураз.29Это землетрясение вошло в историю геофизики еще и потому, что после неговпервые был зарегистрирован весь спектр собственных колебаний Земли.
Магнитуды слабых толчков, которые все еще регистрируются, доходят до −3.Из предыдущего параграфа мы знаем, что смещение в поверхностных волнах быстро (по экспоненциальному закону) убывает с глубиной. С другой стороны, из теории колебаний и волн известно, что трудно (или невозможно)возбудить колебание (волну), если источник возбуждения расположен в зонемалых смещений (в зоне узла колебаний).
Интуитивно понятно, что нельзя раскачать волну, «шевеля» ее узел. Из-за этого глубокие землетрясения не возбуждают поверхностные волны1 . Это обстоятельство заставило Гутенберга ввестиопределение магнитуды по объемным волнам. Магнитуда по объемным волнам обозначается m и определяется но формуле, аналогичной (5), где периодT = 1 с. Между обеими магнитудами существует линейная связь. Так, для шкалы Гутенберга–Рихтера m = 2.5 + 0.63MS .Легко видеть, что должна существовать связь между сейсмической энергией(энергией, переходящей в сейсмические волны) и магнитудой. Действительно,потенциальная энергия колебания или волны пропорциональна квадрату амплитуды смещения (т.е.
ES ∼ a2 ), а кинетическая энергия пропорциональна квадрату амплитуды скорости (т.е. ES ∼ a2 /T 2 ). Для малых колебаний (а реальныесейсмические колебания, с позиции теории упругости, всегда малые) средняякинетическая энергия равна средней потенциальной энергии. Вообще говоря,магнитуда MS в (5) определена не по средней амплитуде спектра поверхностныхволн, а лишь для некоторого выборочного периода T ∼ 20 с (длинные волны),а магнитуда m — по выборочному периоду (T ∼ 1 с) объемных волы (короткие волны). Если бы сейсмическое излучение очага землетрясения состояло измонохроматической поверхностной волны с периодом T ∼ 20 с, то между логарифмом сейсмической энергии, и магнитудой MS существовало бы линейноесоотношение lg ES = A + BMS с B ≈ 2.
Из-за того, что спектр излучения очагаболее сложен, и из-за других причин определенный на практике коэффициентB равен 1.5. Таким образом,lg ES = 11.8 + 1.5MS ,(6)где коэффициенты подобраны так, что ES определяется в эргах. Согласно этойформуле сейсмическая энергия, освобождаемая при землетрясениях с MS = 8.3,о которых мы говорили, равна ∼ 1024 эрг.1 По глубине землетрясения классифицируются на неглубокие (литосферные), h < 70 км, промежуточные (астеносферные), h ∼ (70–300) км, и глубокие, h > 300 км. Глубже 720 км землетрясения не наблюдались.
Глубокофокусные землетрясения были открыты в 1922 г. английскимсейсмологом Тернером.3031Рис. 9. Карта эпицентров землетрясений с 1950 по 1960 г. с MS > 5. 1 — MS ⩾ 8; 2 — 7 ⩽ MS < 8; 3 — 5 ⩽ MS < 7;4 — районы, где число землетрясений 1950–1960 гг. c 5 ⩽ MS < 7 на площади 2 × 2∘ было больше трехГутенберг и Рихтер определили эмпирические соотношения для частоты повторяемости землетрясений различных магнитуд. Пусть N обозначает среднеечисло толчков в год, значения магнитуд которых лежат в интервале между MSи MS + 0.1.
Тогда данные для всего земного шара в целом хорошо передаютсязависимостями{MS > 7.3lg N = 8.2 − 1.1MS ,(7)lg N = 4.6 − 0.6MS ,5.8 < MS < 7.3Согласно приведенным формулам число землетрясений экспоненциальнобыстро возрастает с уменьшением магнитуды. Величина полной сейсмическойэнергии, выделяющейся в год, равна ∼ 1025 эрг, что составляет примерно 10−3от теплового потока из недр Земли. Четыре пятых этой величины составляетэнергия от толчков с MS ⪖ 7.9, т.е.
с ES ⪖ 1023 эрг. На рис. 9 показана картаэпицентров землетрясений с 1950 по 1960 г. с MS > 5. Обращаем вниманиена приуроченность большинства землетрясений к узким сейсмическим поясам.Географическое распределение землетрясений явилось одним из оснований дляразделения наружного жесткого слоя Земли на небольшое число литосферныхплит и создания новой глобальной тектоники.Гутенберг и Рихтер но сейсмичности выделили следующие важнейшие зоныземной поверхности.1. Тихоокеанский кольцевой пояс со многими ответвлениями.2. Альпийский пояс Европы; его можно рассматривать как одно из главныхответвлений Тихоокеанского пояса.3. Памиро-Байкальская зона центральной Азии.4.
Атлантическо-Арктический пояс.5. Пояс центральной части Индийского океана с ответвлениями.6. Зоны разломов; ярким примером являются большие рифты1 Восточной Африки.7. Большая треугольная активная площадь в восточной Азии, заключенная между Альпийским поясом и Памиро-Байкальской зоной.8. Второстепенные сейсмические районы, обычно в областях древней складчатости.9. Центральная впадина северной части Тихого океана. Она почти асейсмична,за исключением Гавайских островов.10.
Стабильные центральные щиты континентов, также почти асейсмичные.1 Рифт — линейно вытянутая на несколько сот километров (нередко свыше 1000 км) щелевидная или ровообразная структура глубинного происхождения. Ширина большинства континентальных и океанических рифтов 30–70 км, однако известны более узкие (5–20 км) и более широкие(200–400 км) рифты.32Очаги землетрясений в некотором смысле являются «датчиками» напряжений, существующих в наружной сейсмоактивной оболочке Земли. Действительно, изучая распределение первых вступлений сейсмических волн данного землетрясения на поверхности Земли, можно определить направления главного растягивающего и сжимающего напряжений в его очаге.Изложению этих вопросов посвящен следующий параграф.1.4.Механизм очагов землетрясений.Классические представленияЧасто строение Земли сравнивают со строением яйца, сваренного всмятку.Скорлупа — это жесткая земная кора, правильнее — жесткий наружный слойЗемли мощностью около 70 км — ее литосфера.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
