Циклические и ациклические воздействии природной среды на антропоэкосистемы

Важным требованием к используемым для анализа сейсмологическим данным (которое, к сожалению, не всегда выполняется) является однородность каталога землетрясений, поскольку в противном случае возможно возникновение целого ряда «аномальных» изменений сейсмического режима, обусловленных не реальными изменениями в земных недрах, а неоднородностью анализируемых данных, т.е. неоднородность каталогов приводит к ложным аномалиям. Один из наиболее распространенных видов такого рода ложных аномалий связан с изменениями нижнего порога энергии землетрясений, регистрируемых той или иной сетью сейсмических станций. Это может быть обусловлено изменениями количества станций в сети, конфигурации их расположения; сменой типа аппаратуры или изменением ее чувствительности; изменениями методики обработки данных. Те же самые причины могут вызывать и другой, более сложный с точки зрения его выявления, эффект, связанный с систематическими изменениями в определении энергетических характеристик землетрясений. Следует отметить, что при малом количестве станций в сети эффекты могут возникать, например, из-за того, что отдельные землетрясения не удается регистрировать с достаточной точностью на всех станциях сети.

Повторяемость землетрясений и сейсмические бреши

Землетрясение представляет собой разрушение материала земных недр под воздействием тектонических напряжений. По теории упругой отдачи Дж. Рейда, можно предположить, что следующее землетрясение в том или ином сегменте разлома произойдет лишь после того, как уровень накопленных напряжений достигнет некоторого порогового уровня, превышающего предел прочности материала. Скорость накопления тектонических напряжений определяет период повторяемости землетрясений, и при постоянной скорости этот период должен быть достаточно стабильным. Анализируя данные о сильных землетрясениях Камчатки, Курильских островов и северной части Японии, С.А. Федотов в 1965 г. заметил периодичность сильных землетрясений и, развивая идею Дж. Рейда, ввел понятие сейсмического цикла, которое сейчас широко используется многими исследователями. С.А. Федотову (1965 г.) принадлежит также понятие «сейсмическая брешь», которое непосредственно вытекает из представлений о повторяемости землетрясений в результате медленного накопления напряжений и хорошо согласуется с основными представлениями о тектонике плит.

Было установлено, что сильные землетрясения в одном и том же сегменте границы плит обычно повторяются не чаще, чем через несколько десятилетий, а во многих местах еще реже. Период повторяемости, как уже отмечалось, определяется скоростью накопления напряжений. Сегменты, в которых не происходило сильных землетрясений в течение нескольких последних десятилетий, стали называть сейсмическими брешами. Имеется множество примеров использования сейсмических брешей для предсказания мест сильных землетрясений на границах тектонических плит. Всего с 1968 г. только в Тихоокеанском сейсмическом поясе в зонах выделенных сейсмических брешей произошло 13 сильных землетрясений. В результате анализа данных о сильных землетрясениях за последние 100 лет в окрестностях о. Хоккайдо (Япония) была уверенно выделена зона сейсмической бреши. К тому времени в этой зоне не было сильных землетрясений почти 80 лет при повторяемости сильных землетрясений в этом регионе от нескольких десятков до 100 лет и более. Во всех других зонах рассматриваемого участка сильные землетрясения произошли за последние 20 лет до рассматриваемого момента времени. Магнитуда рассматриваемого землетрясения оценивалась как М = 8,0. Автор работы изложил свои соображения на заседании координационного комитета Японии по прогнозу землетрясений. В июне 1973 г. в выявленной им зоне сейсмической бреши произошло землетрясение с М = 7,4, афтершоки которого заполнили зону сейсмической бреши.

К. Моги (1988 г.), проанализировав ту же последовательность землетрясений, пришел к выводу, что можно было предсказать не только место, но и примерное время возникновения землетрясения 1973 г. с М = 7,4. Он заметил, что интервалы времени между последовательными событиями от начала цикла до его конца постепенно и закономерно уменьшаются.

Для описания повторяемости землетрясений и объяснения феномена сейсмической бреши существует много моделей. В уже упоминавшейся работе К. Моги (1988 г.) предложена и проанализирована простая модель (состоящая из нескольких пружинок, сжимаемых между двумя пластинами), которая объясняет отмеченную им закономерность изменения временных интервалов между последовательными событиями в цикле. Небольшое усложнение этой модели приводит к возникновению, наряду с циклами, детерминированного хаоса.

Деформационные предвестники

К деформационным обычно относят предвестники землетрясений, выявленные на основании данных наблюдений за медленными движениями земной поверхности. Такие наблюдения представляют собой один из основных методов поиска предвестников различных геодинамических явлений, в том числе землетрясений. Это объясняется тем, что они позволяют фактически непосредственно контролировать процесс изменения напряженного состояния и деформирования земной коры.

Для мониторинга медленных движений земной коры при изучении тектонических процессов и поиске возможных предвестников землетрясений используется большое количество методов, обеспечивающих измерения на разных масштабных уровнях. Интегральные характеристики перемещений литосферных плит и крупных блоков земной коры изучаются с помощью повторных геодезических съемок и светодальномерных измерений, методов космической геодезии. Поскольку неоднородные горные массивы характеризуются резкой неоднородностью деформаций и изменений физико-механических свойств горных пород, значительный интерес представляют изменения на малых базах. Для их проведения разработан ряд деформографов и наклономеров различных типов. К настоящему времени наибольшее распространение получили кварцевые деформографы. В этом случае базы измерений составляют, как правило, десятки метров, а между точками крепления кварцевой трубы могут находиться отдельные неоднородности и тектонические нарушения различной ориентации. Идеальной реализацией стремления осуществлять локальные наблюдения является, по-видимому, мониторинг смещений по отдельным тектоническим нарушениям и трещинам.

Перечисленные методы обеспечивают прямые измерения деформаций горных массивов. Однако объемное деформирование горных пород приводит и к изменениям уровня подземных вод, что послужило основанием для развития гидрогеодеформационного метода прогноза землетрясений.

Под прогнозом землетрясения обычно подразумевают предсказание энергии, места и времени его возникновения. Однако ограничение только этими параметрами ожидаемого сейсмического события изначально предполагает ориентацию на чисто эмпирический подход в исследованиях по прогнозу землетрясений. С методологической точки зрения уже сейчас необходимо в качестве одной из главнейших ставить задачу предсказания не только энергии, места и времени возникновения землетрясения, но и его фокального механизма. Для этого нужно пересмотреть требования к системам прогностических наблюдений и применяемым методам интерпретации данных, более целенаправленно изучать природу процессов в очаговых зонах. С практической точки зрения, предсказание фокального механизма землетрясения позволит более точно оценивать характер сильных движений земной поверхности в различных пунктах. Только на пути глубоких фундаментальных исследований природы тектонических сил и характера накапливаемых в регионе упругих деформаций можно ожидать реального продвижения вперед в решении столь сложной и важной проблемы, как прогноз землетрясений.

Экспериментальной основой таких исследований являются данные геодезических наблюдений, предоставляющие возможность слежения за развитием процесса накопления упругих деформаций в больших объемах земной коры. Они могут использоваться для определения размеров и пространственного положения зон с аномальным характером движений земной поверхности, оценок скоростей этих движений. Важность результатов повторных геодезических измерений для понимания процессов подготовки землетрясений была убедительно продемонстрирована еще в начале века, когда именно на их основе была разработана теория упругой отдачи Дж. Рейда. По мнению А.К. Певнева (1988 г.), основанному на результатах многочисленных полевых данных наблюдений, геодезические наблюдения являются единственным методом, способным обеспечить детерминированный прогноз места и энергии ожидаемых сильных коровых землетрясений. Он считает, что при накоплении сдвиговых деформаций появляется экспоненциальное распределение упругих смещений в породах сейсмогенного слоя, которое может быть измерено геодезическими методами.

Электромагнитные предвестники

Одним из возможных механизмов электризации горных пород при их деформировании и разрушении может быть пьезоэффект кварцсодержащих пород. Однако электромеханические явления наблюдаются и в горных породах, не обладающих пьезоэлектрическими свойствами.

Электризация возникает при неоднородном поле напряжений в образце, причем появление электрического поля и его изменения отражает наличие динамических процессов в очаге готовящегося разрушения независимо от характера развития механических напряжений в массиве горных пород.

Наблюдения за вариациями естественных электрических полей широко и весьма успешно используются для изучения напряженного состояния массивов в горных выработках. С помощью этого метода определяют расположение и размеры нарушенных зон массива и их развитие. При этом появление в некоторые моменты времени в массиве структурно-нарушенных участков четко отмечается по локальным изменениям электрического потенциала, что позволяет оценивать опасность возникновения горных ударов. Установленные общие закономерности и диапазон изменений потенциала в пределах зоны опорного давления применительно к различным породам позволили разработать автоматизированную систему оповещения об опасных проявлениях горного давления.

Таким образом, и в горных выработках метод измерения электрических полей оказывается информативным средством изучения изменений напряженного состояния массивов, что также находит применение в решении проблемы прогноза землетрясений.

Самые разрушительные землетрясения:

- в Китае в 1556 г. погибло 830 тысяч человек;

- в Италии в 1908 г. погибло 83 тысячи человек;

- в Китае в 1920 г. погибло 100 тысяч человек;

- в Японии в 1923 г. погибло 137 тысяч человек;

- в Ашхабаде в 1948 г. погибло 110 тысяч человек;

- в Таджикистане в 1949 г. погибло 20 тысяч человек;

- Тянь-шаньское в Китае 1976 г. погибло 255 тысяч человек;

- в Иране в 856 г. погибло 200 тысяч человек;

- в Сирии в 1138 г. погибло 230 тысяч человек.

Как измеряют силу подземных толчков

Простейший и наиболее распространенный способ оценки интенсивности землетрясения — в сейсмических баллах. Баллы не являются физическими единицами и служат для определения силы подземных толчков и колебаний по внешним проявлениям: ощущениям людей, перемещению предметов, степени разрушения строений, изменению рельефа. Чаще всего для оценки землетрясения используется балльная шкала. Это означает, что зависимости от интенсивности все возможные землетрясения разбиты 12 рангов по нарастающей. (См. приложение 3)

Силу подземных толчков без присутствия свидетелей или все они погибли определяют по Шкале интенсивности, которую разработали сейсмологи, предусматривает разные случаи и разные признаки. Например, 10—12-балльные землетрясения оцениваются в основном по изменениям местности, а при 7—9-балльных больше сведений поступает о повреждениях и разрушениях домов, мостов и т. п. И только об умеренных и слабых землетрясениях обычно судят по поведению людей. (См. табл. 3)

Чтобы составить полную картину событий, лучше учитывать все группы признаков, ведь очевидцы преувеличивают силу землетрясения. Однако главный недостаток балльной шкалы интенсивности заключается в том, что инженеры и строители не могут ею пользоваться. Им нужны физические данные о колебаниях земной коры — ускорение, амплитуда, спектр. Поэтому одновременно разрабатываются такие шкалы, в которых удаётся соединить оценки в баллах с физическими величинами, определяемыми с помощью приборов.

Таблица 3

Краткая характеристика результатов землетрясений и их оценка в баллах (по шкале МSK—64) (по Алексеенко В.А., 2005)

Землетрясения большой силы происходили во все века. В частности, есть довольно детальные документальные данные о землетрясении в Китае в 1556 г. - 830 000 убитых; в Португалии в 1755 г. полностью уничтожена треть Лиссабона, 60 000 погибших. В районе Верного (ныне Алма-Аты) в 1887 г. за 15 минут были разрушены до основания сам город и ряд селений, расположенных в десятках километров от него. Из многочисленных провалов и трещин до метра шириной (они отмечались на расстоянии до 15 км от города) высоко вылетали струи воды. Это землетрясение распространилось не менее чем на 400 км по радиусу от Верного, вызвав оползни в горах, образование новых озер, гибель многих людей и скота.

В 1976 г. произошло сильное землетрясение в Китае (провинция Таншань). С лица Земли были стерты город с миллионным населением и ближайшие поселки. Погибло 650 000 человек и более 700 000 получили ранения.

По подсчетам сейсмологов, землетрясения привели в сумме к гибели более 13 млн. человек. По мере развития цивилизации и концентрирования населения в крупных городах последствия землетрясений становятся все более ужасными: гибнут люди, рушатся здания, рвутся самые различные трубопроводы. Прогнозировать точно время, место и интенсивность землетрясений пока невозможно, поэтому в сейсмоопасных районах просто необходимо проведение ряда мероприятий для защиты от трагических последствий землетрясений.

Во-первых, целесообразно составлять карты изосейст. Для этого интенсивности землетрясений, определенные в каждом пункте, наносятся на карту и по ним проводятся изосейсты - линии, разделяющие участки с разной интенсивностью. Главная ценность такой карты в том, что она привлекает внимание к участкам с недостаточно прочными постройками, особенно при плохих грунтах основания. Это должно уменьшать разрушительные последствия будущих землетрясений.

Во-вторых, обязательно обеспечивать сейсмостойкость построек. Особое внимание следует уделять предприятиям, аварии на которых могут привести к выбросам отравляющих веществ. По данным американских специалистов, стоимость строительства сейсмостойких сооружений возрастает менее чем на 10%, если все учесть на стадии проектирования.

В-третьих, учитывать, что при выборе строительных конструкций наиболее безопасны те, которые способны двигаться как единое целое, т.е. так, чтобы отдельные их части не ударялись друг о друга.

В-четвертых, не возводить постройки на неустойчивых грунтах: лучшим основанием для крупных построек оказываются скальные выходы коренных горных пород, не имеющие разрывных нарушений.

В-пятых, учитывать различный уровень риска, для чего создавать карты сейсмической опасности с конкретными особенностями геологической ситуации.

В-шестых, привести ныне существующие постройки в соответствие со стандартами сейсмостойкости, что является серьезной проблемой.

В-седьмых, составлять планы мероприятий по смягчению последствий подземных толчков.

Чем отличается балл от магнитуды

В средствах массовой информации часто появляются подобные сообщения: «Вчера в 17 часов 30 минут по местному времени произошло сильное землетрясение на Филиппинах. Сила землетрясения составила 6,5 балла по шкале Рихтера. Имеются жертвы и разрушения». В такой информации есть явная путаница. Дело в том, что крупнейший американский сейсмолог Чарлз Рихтер разработал в 1935 г. классификацию землетрясений, основанную на оценке энергии, выделяющейся в очаге. Ведь для того чтобы получить объективную информацию о каком-либо землетрясении и других процессах, происходящих в глубоких оболочках Земли, нужны не приблизительные оценки в баллах, а точные — в физических единицах. В первой половине XX столетия сейсмологи научились определять энергию землетрясения, выделившуюся в его очаге, как бы глубоко и далеко он ни находился. Рихтер для удобства использовал не собственно величины колебаний, которые записываются на ленте сейсмографа, а их десятичные логарифмы. Получилась шкала с градацией от 1 до 9- Условная единица этой шкалы называется магнитудой (от лат. magnitude —«величина»). Шкала быстро нашла применение у сейсмологов. Только важно помнить, что магнитуда — это не сама энергия землетрясения, а величина, пропорциональная ей.

Находится в пределах от 0 до 9,0 и рассчитывается через амплитуду поверхностной волны Zm (мкм) и расстояния R (км) до эпицентра по формуле:

М = lg Zm + 1,32 *lg R.

Теперь, если где-нибудь в глубинах Тихого океана или в азиатских пустынях произойдёт сильное землетрясение, через полчаса - час сейсмологи во многих странах мира уже будут знать его магнитуду. Поскольку существует тесная связь между магнитудой, глубиной очага и интенсивностью в баллах, то эти параметры также можно оценить теоретически, не выходя из кабинета. Но именно оценить, а не установить, так как отклонения на месте события могут оказаться довольно значительными.

Страницы: 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7