В.А. Магницкий - Общая геофизика (скан) (1119281), страница 8
Текст из файла (страница 8)
Время, ч !г 8 Х сз ф 7 ч о !о-' О 2,$9,2 15,8 22,5 29,2 35,8 42,5 49,2 55,$ Частота, /ц б Рис. 2.12, Запись собственных колебаний Земли на сейсмограмме землетрясения в Индонезии 19 августа 1977 г. (магнитуда 7.9), частотный спектр (б), рассчитанный по сейсмограмме (а) (по Болту, 1984) Рис. 2.13. Схематинеское изображение мод собственных колебаний Земли (по Болту, 1984) ваются" в противоположных направлениях. Аналогичные движения должны быть и в недрах Земли. Мода, Т2 является основным крутильным колебанием Земли. На рис. 2.13, б изображен первый радиальный обертон (1Т2) основной моды Т. В этом случае Земля разделена на четыре области, в каждой из которых движение имеет различное по отношению к соседней области направление. При сфероидальных (5) колебаниях смещения имеют еще и вертикальную составляющую.
Колебания основной моды, 52 напоминают чередующиеся выгибания и прогибания упругого мяча (рис. 2.13, в). В этом случае имеются две узловые линии на поверхности, которые для моды о52 совпадают с параллелями Северного и Южного полушарий (индекс 1 для Я-колебаний равен числу узловых линий на поверхности). На рис. 2.13, г изображена схема колебаний первого радиального обертона 1ЯЗ, Тот факт, что найденный по наблюдениям период собственного колебания Земли (54 мин для 5 ) на б мин меньше теоретическо- 40 ПОВЕРХНОСТНЫЕ ВОЛНЫ Поверхностные волны возникают под действием обьемных 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). Всрликаль Яртиаль /йридмлаль Рис- 2.14.
Схема смещений частиц почвы в волнах Рэлея (а) и Лява (б) 41 .гр, указывает на меру отклонения реальной Земли от однородной "модели. Период чисто радиальных колебаний 050 равен 25,5 мин. спектре крутильных мод „Т~ имеются колебания, близкие по пе.риодам к сфероидальным. Например, периоды мод ОТ2 и О5)9 равны 360,3 и 360,2 с. Для того чтобы извлечь пользу из все более точных наблюдений, которыми располагает современная сейсмология, необходимо как можно детальнее описывать сами спектры колебаний.
Важные сведения о неупругих свойствах глубоких частей Земли получаются из наблюдений затухания собственных колебаний. Если принять, что механическая добротность вещества мантии Д не зависит от частоты, то значения Д, получающиеся по наблюдениям, показывают, что для нижних частей мантии Ц больше, чем для верхних. Особый интерес представляет чрезвычайно большое Д ) 25000 для колебаний фо. Из этого факта делается вывод о том, что поглощение упругих волн происходит в основном вследствие деформации сдвига.
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 недрах планеты по измерениям на небольшом числе сейсмостанций. 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 объемных 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 Т 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. СЕЙСМИЧНОСТБ Землетрясения различаются по интенсивности, происхождению, глубине очага. Интенсивность землетрясений в России и в большинстве других стран оценивается по 12-балльной шкале. Землетрясение силой в 1 балл не ощущается, а отмечается только приборами.
Землетрясение в 12 баллов является сильной катастрофой. Наблюдаются тяжелые разрушения всех сооружений, изменения русел рек, образование водопадов. Происходят сильные измененйя рельефа местности на больших пространствах. На поверхности грунта видны волны,' 42 ~жадобные морским. Иногда наблюдается подбрасывание отдельных предметов.
По происхождению землетрясения бывают тектонические, вулканические, обвальные. По глубинам очагов землетрясения делятся иа обыкновенные (< 70 км), промежуточные (70 — 300 км) и глубокие (300-700 км). Количественную оценку силы землетрясения можно выразить отношением а/у (коэффициент сотрясения), где а = 4л а~ Т вЂ” ампли- 2 / 2 туда ускорения почвы при гармоническом колебании ° .ь х= аяп — ~ Т (а — амплитуда смещения почвы); а может быть измерена непосредственно специальными приборами. Б.Б.
Голицын предложил оценивать энергию землетрясения на расстоянии Л по формуле Р=е~~ Л= 2 ~2~ (2.22) 43 где.Š— энергия колебаний в очаге, А — эмпирическая константа. Под сейсмичностью 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 75,4% энергии неглубоких землетрясении, происшедших с 1904 по 1952 г. 22,97,' энергии выделилось в Трансазиатской, или Альпийской, зоне, протянувшейся от Индонезии через Гималаи к Средиземноморью.
На остальную часгь земного шара приходится менее 2%. Энергия, выделяющаяся при промежуточных и глубоких землетрясениях, в еще большей степени концентрируется в Тихоокеанском поясе. Наибольшая сейсмичность проявляется у дугообразных структур на земной поверхности. Такую форму в наиболее интересных случаях име|от 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'. 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 асейсмичны. Создается впечатление, что все землетрясения вплоть до 720 км глубины связаны с общей системой движений, происходящих в мангии 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.
Магнутудой землетрясения называется его численная характеристика, определяемая по амплитудам сейсмических волн, рождающихся в очаге, Магнитуда для поверхностных волн обозначается как М, для объемных волн — т. Впервые шкала магнитуд предложена Рихтером.
В дальнейшем она была усовершенствована. Магнитуду М можно определить по формуле (2.23) М= 1я — +У(Л,Ь) + С, Т (2.24) 1яЕ= А+ ВМ. Коэффициенты А и В определяются сравнением магнитуды с энергией сейсмических волн от землетрясений той же магнитуды. Такое определение А и В связано с тем, что энергия с-волны в единице объема горной породы пропорциональна квадрату деформации. Если 45 где а — амплитуда смещения почвы (в мкм) в поверхностных волнах, Т вЂ” преобладающий период (в с), Л вЂ” эпицентральное расстояние, измеряемое углом между радиусами, проведенными из центра Земли через очаг землетрясения и через сейсмическую станцию, Ь— глубина очага землетрясения. Функция ~(Л, Ь) является результатом обработки многочисленных записей и учитывает убывание амплитуды волны с расстоянием. Последний член (С) представляет собой "станционную" поправку, учитывающую условия установки регистрирующей аппаратуры, функция ДЛ, Ь) приводит наблюдения к единому эпицентральному расстоянию, для которого можно уже непосредственно сравнивать амплитуды волн.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
