ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ

землетрясения
колебания Земли, вызванные внезапными изменениями в состоянии недр планеты. Эти колебания представляют собой упругие волны, распространяющиеся с высокой скоростью в толще горных пород. Наиболее сильные землетрясения иногда ощущаются на расстояниях более 1500 км от очага и могут быть зарегистрированы сейсмографами (специальными высокочувствительными приборами) даже в противоположном полушарии. Район, где зарождаются колебания, называется очагом землетрясения, а его проекция на поверхность Земли – эпицентром землетрясения. Очаги большей части землетрясений лежат в земной коре на глубинах не более 16 км, однако в некоторых районах глубины очагов достигают 700 км. Ежедневно происходят тысячи землетрясений, но лишь немногие из них ощущаются человеком.
Упоминания о землетрясениях встречаются в Библии, в трактатах античных ученых – Геродота, Плиния и Ливия, а также в древних китайских и японских письменных источниках. До 19 в. большинство сообщений о землетрясениях содержало описания, обильно приправленные суевериями, и теории, основанные на скудных и недостоверных наблюдениях. Серию систематических описаний (каталогов) землетрясений в 1840 начал А.Перри (Франция). В 1850-х годах Р.Малле (Ирландия) составил большой каталог землетрясений, а его подробный отчет о землетрясении в Неаполе в 1857 стал одним из первых строго научных описаний сильных землетрясений.
Причины землетрясений. Хотя уже с давних времен ведутся многочисленные исследования, нельзя сказать, что причины возникновения землетрясений полностью изучены. По характеру процессов в их очагах выделяют несколько типов землетрясений, основными из которых являются тектонические, вулканические и техногенные.
Тектонические землетрясения возникают вследствие внезапного снятия напряжения, например, при подвижках по разлому в земной коре (исследования последних лет показывают, что причиной глубоких землетрясений могут быть и фазовые переходы в мантии Земли, происходящие при определенных температурах и давлениях).Иногда глубинные разломы выходят на поверхность. Во время катастрофического землетрясения в Сан-Франциско 18 апреля 1906 общая протяженность поверхностных разрывов в зоне разлома Сан-Андреас составила более 430 км, максимальное горизонтальное смещение – 6 м. Максимальная зарегистрированная величина сейсмогенных смещений по разлому 15 м.
Вулканические землетрясения происходят вследствие резких перемещений магматического расплава в недрах Земли или в результате возникновения разрывов под влиянием этих перемещений.
Техногенные землетрясения могут быть вызваны подземными ядерными испытаниями, заполнением водохранилищ, добычей нефти и газа методом нагнетания жидкости в скважины, взрывными работами при добыче полезных ископаемых и пр. Менее сильные землетрясения происходят при обвале сводов пещер или горных выработок.
Сейсмические волны. Колебания, распространяющиеся из очага землетрясения, представляют собой упругие волны, характер и скорость распространения которых зависят от упругих свойств и плотности пород. К упругим свойствам относятся модуль объемной деформации, характеризующий сопротивление сжатию без изменения формы, и модуль сдвига, определяющий сопротивление усилиям сдвига. Скорость распространения упругих волн увеличивается прямо пропорционально квадратному корню значений параметров упругости и плотности среды.
Продольные и поперечные волны. На сейсмограммах эти волны появляются первыми. Раньше всего регистрируются продольные волны, при прохождении которых каждая частица среды подвергается сначала сжатию, а затем снова расширяется, испытывая при этом возвратно-поступательное движение в продольном направлении (т.е. в направлении распространения волны). Эти волны называются также Р-волнами, или первичными волнами. Их скорость зависит от модуля упругости и жесткости породы. Вблизи земной поверхности скорость Р-волн составляет 6 км/с, а на очень большой глубине – ок. 13 км/с. Следующими регистрируются поперечные сейсмические волны, называемые также S-волнами, или вторичными волнами. При их прохождении каждая частица породы колеблется перпендикулярно направлению распространения волны. Их скорость зависит от сопротивления породы сдвигу и составляет примерно 7/12 от скорости распространения Р-волн.
Поверхностные волны распространяются вдоль земной поверхности или параллельно ей и не проникают глубже 80-160 км. В этой группе выделяются волны Рэлея и волны Лява (названные по именам ученых, разработавших математическую теорию распространения таких волн). При прохождении волн Рэлея частицы породы описывают вертикальные эллипсы, лежащие в очаговой плоскости. В волнах Лява частицы породы колеблются перпендикулярно направлению распространения волн. Поверхностные волны часто обозначаются сокращенно как L-волны. Скорость их распространения составляет 3,2-4,4 км/с. При глубокофокусных землетрясениях поверхностные волны очень слабые.
Амплитуда и период характеризуют колебательные движения сейсмических волн. Амплитудой называется величина, на которую изменяется положение частицы грунта при прохождении волны по сравнению с предшествовавшим состоянием покоя. Период колебаний – промежуток времени, за который совершается одно полное колебание частицы. Вблизи очага землетрясения наблюдаются колебания с различными периодами – от долей секунды до нескольких секунд. Однако на больших расстояниях от центра (сотни километров) короткопериодные колебания выражены слабее: для Р-волн характерны периоды от 1 до 10 с, а для S-волн – немного больше. Периоды поверхностных волн составляют от нескольких секунд до нескольких сотен секунд. Амплитуды колебаний могут быть значительными вблизи очага, однако на расстояниях 1500 км и более они очень малы – менее нескольких микрон для волн Р и S и менее 1 см – для поверхностных волн.
Отражение и преломление. Встречая на своем пути слои пород с отличающимися свойствами, сейсмические волны отражаются или преломляются подобно тому, как луч света отражается от зеркальной поверхности или преломляется, переходя из воздуха в воду. Любые изменения упругих характеристик или плотности материала на пути распространения сейсмических волн заставляют их преломляться, а при резких изменениях свойств среды часть энергии волн отражается (См. рис.).
Пути сейсмических волн. Продольные и поперечные волны распространяются в толще Земли, при этом непрерывно увеличивается объем среды, вовлекаемой в колебательный процесс. Поверхность, соответствующая максимальному продвижению волн определенного типа в данный момент, называется фронтом этих волн. Поскольку модуль упругости среды возрастает с глубиной быстрее, чем ее плотность (до глубины 2900 км), скорость распространения волн на глубине выше, чем вблизи поверхности, и фронт волны оказывается более продвинутым вглубь, чем в латеральном (боковом) направлении. Траекторией волны называется линия, соединяющая точку, находящуюся на фронте волны, с источником волны. Направления распространения волн Р и S представляют собой кривые, обращенные выпуклостью вниз (из-за того, что скорость движения волн больше на глубине). Траектории волн Р и S совпадают, хотя первые распространяются быстрее.
Сейсмические станции, находящиеся вдали от эпицентра землетрясения, регистрируют не только прямые волны Р и S, но также волны этих типов, уже отраженные один раз от поверхности Земли – РР и SS (или PR1 и SR1), а иногда – отраженные дважды – РРР и SSS (или PR2 и SR2). Существуют также отраженные волны, которые проходят один отрезок пути как Р-волна, а второй, после отражения, – как S-волна. Образующиеся обменные волны обозначаются как PS или SP. На сейсмограммах глубокофокусных землетрясений наблюдаются также и другие типы отраженных волн, например, волны, которые прежде, чем достичь регистрирующей станции, отразились от поверхности Земли. Их принято обозначать маленькой буквой, за которой следует заглавная (например, pR). Эти волны очень удобно использовать для определения глубины очага землетрясения.
На глубине 2900 км скорость P-волн резко снижается от >13 км/с до землетрясения8 км/с; а S-волны не распространяются ниже этого уровня, соответствующего границе земного ядра и мантии. Оба типа волн частично отражаются от этой поверхности, и некоторое количество их энергии возвращается к поверхности в виде волн, обозначаемых как РсР и SсS. Р-волны проходят сквозь ядро, но их траектория при этом резко отклоняется и на поверхности Земли возникает теневая зона, в пределах которой регистрируются только очень слабые Р-волны. Эта зона начинается на расстоянии ок. 11 тыс. км от сейсмического источника, а уже на расстоянии 16 тыс. км Р-волны снова появляются, причем их амплитуда значительно возрастает из-за фокусирующего влияния ядра, где скорости волн низкие. Р-волны, прошедшие сквозь земное ядро, обозначаются РКР или Рў. На сейсмограммах хорошо выделяются также волны, которые по пути от источника к ядру идут как волны S, затем проходят сквозь ядро как волны Р, а при выходе волны снова преобразуются в тип S. В самом центре Земли, на глубине более 5100 км, существует внутреннее ядро, находящееся предположительно в твердом состоянии, но природа его пока не вполне ясна. Волны, проникающие сквозь это внутреннее ядро, обозначаются как PKIKP или SKIKS (См. рис. 1).
Регистрация землетрясений. Прибор, записывающий сейсмические колебания, называется сейсмографом, а сама запись – сейсмограммой. Сейсмограф состоит из маятника, подвешенного внутри корпуса на пружине, и записывающего устройства.
Одно из первых записывающих устройств представляло собой вращающийся барабан с бумажной лентой. При вращении барабан постепенно смещается в одну сторону, так что нулевая линия записи на бумаге имеет вид спирали. Каждую минуту на график наносятся вертикальные линии – отметки времени; для этого используются очень точные часы, которые периодически сверяют с эталоном точного времени. Для изучения близких землетрясений необходима точность маркировки – до секунды или меньше.
Во многих сейсмографах для преобразования механического сигнала в электрический используются индукционные устройства, в которых при перемещении инертной массы маятника относительно корпуса изменяется величина магнитного потока, проходящего через витки индукционной катушки. Возникающий при этом слабый электрический ток приводит в действие гальванометр, соединенный с зеркальцем, которое отбрасывает луч света на светочувствительную бумагу записывающего устройства. В современных сейсмографах регистрация колебаний ведется в цифровом виде с использованием компьютеров.
Магнитуда землетрясений обычно определяется по шкале, основанной на записях сейсмографов. Эта шкала известна под названием шкалы магнитуд, или шкалы Рихтера (по имени американского сейсмолога Ч.Ф.Рихтера, предложившего ее в 1935). Магнитуда землетрясения – безразмерная величина, пропорциональная логарифму отношения максимальных амплитуд определенного типа волн данного землетрясения и некоторого стандартного землетрясения. Существуют различия в методах определения магнитуд близких, удаленных, мелкофокусных (неглубоких) и глубоких землетрясений. Магнитуды, определенные по разным типам волн, отличаются по величине. Землетрясения разной магнитуды (по шкале Рихтера) проявляются следующим образом:
2 – самые слабые ощущаемые толчки;
41/2 – самые слабые толчки, приводящие к небольшим разрушениям;
6 – умеренные разрушения;
81/2 – самые сильные из известных землетрясений.
Интенсивность землетрясений оценивается в баллах при обследовании района по величине вызванных ими разрушений наземных сооружений или деформаций земной поверхности. Для ретроспективной оценки балльности исторических или более древних землетрясений используют некоторые эмпирически полученные соотношения. В США оценка интенсивности обычно проводится по модифицированной 12-балльной шкале Меркалли.
1 балл. Ощущается немногими особо чувствительными людьми в особенно благоприятных для этого обстоятельствах.
3 балла. Ощущается людьми как вибрация от проезжающего грузовика.
4 балла. Дребезжат посуда и оконные стекла, скрипят двери и стены.
5 баллов. Ощущается почти всеми; многие спящие просыпаются. Незакрепленные предметы падают.
6 баллов. Ощущается всеми. Небольшие повреждения.
8 баллов. Падают дымовые трубы, памятники, рушатся стены. Меняется уровень воды в колодцах. Сильно повреждаются капитальные здания.
10 баллов. Разрушаются кирпичные постройки и каркасные сооружения. Деформируются рельсы, возникают оползни.
12 баллов. Полное разрушение. На земной поверхности видны волны.
В России и некоторых соседних с ней странах принято оценивать интенсивность колебаний в баллах MSK (12-балльной шкалы Медведева – Шпонхойера – Карника), в Японии – в баллах ЯМА (9-балльной шкалы Японского метеорологического агентства).
Интенсивность в баллах (выражающихся целыми числами без дробей) определяется при обследовании района, в котором произошло землетрясение, или опросе жителей об их ощущениях при отсутствии разрушений, или же расчетами по эмпирически полученным и принятым для данного района формулам. Среди первых сведений о произошедшем землетрясении становится известной именно его магнитуда, а не интенсивность. Магнитуда определяется по сейсмограммам даже на больших расстояниях от эпицентра.
Последствия землетрясений. Сильные землетрясения оставляют множество следов, особенно в районе эпицентра: наибольшее распространение имеют оползни и осыпи рыхлого грунта и трещины на земной поверхности. Характер таких нарушений в значительной степени определяется геологическим строением местности. В рыхлом и водонасыщенном грунте на крутых склонах часто происходят оползни и обвалы, а мощная толща водонасыщенного аллювия в долинах деформируется легче, чем твердые породы. На поверхности аллювия образуются просадочные котловины, заполняющиеся водой. И даже не очень сильные землетрясения получают отражение в рельефе местности.
Смещения по разломам или возникновение поверхностных разрывов могут изменить плановое и высотное положение отдельных точек земной поверхности вдоль линии разлома, как это произошло во время землетрясения 1906 в Сан-Франциско. При землетрясении в октябре 1915 в долине Плезант в Неваде на разломе образовался уступ длиной 35 км и высотой до 4,5 м. При землетрясении в мае 1940 в долине Импириал в Калифорнии подвижки произошли на 55-километровом участке разлома, причем наблюдались горизонтальные смещения до 4,5 м. В результате Ассамского землетрясения (Индия) в июне 1897 в эпицентральной области высота местности изменилась не менее, чем на 3 м.
Значительные поверхностные деформации прослеживаются не только вблизи разломов и приводят к изменению направления речного стока, подпруживанию или разрывам водотоков, нарушению режима источников воды, причем некоторые из них временно или навсегда перестают функционировать, но в то же время могут появиться новые. Колодцы и скважины заплывают грязью, а уровень воды в них ощутимо меняется. При сильных землетрясениях вода, жидкая грязь или песок могут фонтанами выбрасываться из грунта.
При смещении по разломам происходят повреждения автомобильных и железных дорог, зданий, мостов и прочих инженерных сооружений. Однако качественно построенные здания редко разрушаются полностью. Обычно степень разрушений находится в прямой зависимости от типа сооружения и геологического строения местности. При землетрясениях умеренной силы могут происходить частичные повреждения зданий, а если они неудачно спроектированы или некачественно построены, то возможно и их полное разрушение.
При очень сильных толчках могут обрушиться и сильно пострадать сооружения, построенные без учета сейсмической опасности. Обычно не обрушиваются одно- и двухэтажные постройки, если у них не очень тяжелые крыши. Однако бывает, что они смещаются с фундаментов и часто у них растрескивается и отваливается штукатурка.
Дифференцированные движения могут приводить к тому, что мосты сдвигаются со своих опор, а инженерные коммуникации и водопроводные трубы разрываются. При интенсивных колебаниях уложенные в грунт трубы могут «складываться», всовываясь одна в другую, или выгибаться, выходя на поверхность, а железнодорожные рельсы деформироваться. В сейсмоопасных районах сооружения должны проектироваться и строиться с соблюдением строительных норм, принятых для данного района в соответствии с картой сейсмического районирования.
В густонаселенных районах едва ли не больший ущерб, чем сами землетрясения, наносят пожары, возникающие в результате разрыва газопроводов и линий электропередач, опрокидывания печей, плит и разных нагревательных приборов. Борьба с пожарами затрудняется из-за того, что водопровод оказывается поврежденным, а улицы непроезжими вследствие образовавшихся завалов.
Сопутствующие явления. Иногда подземные толчки сопровождаются хорошо различимым низким гулом, когда частота сейсмических колебаний лежит в диапазоне, воспринимаемом человеческим ухом, иногда такие звуки слышатся и при отсутствии толчков. В некоторых районах они представляют собой довольно обычное явление, хотя ощутимые землетрясения происходят очень редко. Имеются также многочисленные сообщения о возникновении свечения во время сильных землетрясений. Общепринятого объяснения таких явлений пока нет. Цунами (большие волны на море) возникают при быстрых вертикальных деформациях морского дна во время подводных землетрясений. Цунами распространяются в океанах в пределах глубоководных зон океанов со скоростью 400–800 км/ч и могут вызвать разрушения на берегах, удаленных на тысячи километров от эпицентра. У близлежащих к эпицентру берегов эти волны иногда достигают в высоту 30 м.
При многих сильных землетрясениях помимо основных толчков регистрируются форшоки (предшествующие землетрясения) и многочисленные афтершоки (землетрясения, следующие за основным толчком). Афтершоки обычно слабее, чем основной толчок, и могут повторяться в течение недель и даже лет, становясь все реже и реже.
Географическое распространение землетрясений. Большинство землетрясений сосредоточено в двух протяженных, узких зонах. Одна из них обрамляет Тихий океан, а вторая тянется от Азорских о-вов на восток до Юго-Восточной Азии.
Тихоокеанская сейсмическая зона проходит вдоль западного побережья Южной Америки. В Центральной Америке она разделяется на две ветви, одна из которых следует вдоль островной дуги Вест-Индии, а другая продолжается на север, расширяясь в пределах США, до западных хребтов Скалистых гор. Далее эта зона проходит через Алеутские о-ва до Камчатки и затем через Японские о-ва, Филиппины, Новую Гвинею и острова юго-западной части Тихого океана к Новой Зеландии и Антарктике.
Вторая зона от Азорских о-вов простирается на восток через Альпы и Турцию. На юге Азии она расширяется, а затем сужается и меняет направление на меридиональное, следует через территорию Мьянмы, острова Суматра и Ява и соединяется с циркумтихоокеанской зоной в районе Новой Гвинеи.
Выделяется также зона меньшего размера в центральной части Атлантического океана, следующая вдоль Срединно-Атлантического хребта.
Существует ряд районов, где землетрясения происходят довольно часто. К ним относятся Восточная Африка, Индийский океан и в Северной Америке долина р.Св. Лаврентия и северо-восток США.
Иногда в районах, которые принято считать неактивными, происходят сильные землетрясения, как, например, в Чарлстоне (шт. Южная Каролина) в 1886.
По сравнению с мелкофокусными глубокофокусные землетрясения имеют более ограниченное распространение. Они не были зарегистрированы в пределах Тихоокеанской зоны от южной Мексики до Алеутских о-вов, а в Средиземноморской зоне – к западу от Карпат. Глубокофокусные землетрясения характерны для западной окраины Тихого океана, Юго-Восточной Азии и западного побережья Южной Америки. Зона с глубокофокусными очагами обычно располагается вдоль зоны мелкофокусных землетрясений со стороны материка.
Прогноз землетрясений. Для повышения точности прогноза землетрясений необходимо лучше представлять механизмы накопления напряжений в земной коре, крипа и деформаций на разломах, выявить зависимости между тепловым потоком из недр Земли и пространственным распределением землетрясений, а также установить закономерности повторяемости землетрясений в зависимости от их магнитуды.
Во многих районах земного шара, где существует вероятность возникновения сильных землетрясений, ведутся геодинамические наблюдения с целью обнаружения предвестников землетрясений, среди которых заслуживают особого внимания изменения сейсмической активности, деформации земной коры, аномалии геомагнитных полей и теплового потока, резкие изменения свойств горных пород (электрических, сейсмических и т.п.), геохимические аномалии, нарушения водного режима, атмосферные явления, а также аномальное поведение насекомых и других животных (биологические предвестники). Такого рода исследования проводятся на специальных геодинамических полигонах (например, Паркфилдском в Калифорнии, Гармском в Таджикистане и др.). С 1960 работает множество сейсмических станций, оборудованных высокочувствительной регистрирующей аппаратурой и мощными компьютерами, позволяющими быстро обрабатывать данные и определять положение очагов землетрясений.
ЛИТЕРАТУРА
Рихтер Г.Ф. Элементарная сейсмология. М., 1963
Рикитаке Т. Предсказание землетрясений. М., 1975
Сейсмическая шкала и методы измерения сейсмической активности. М., 1975

Энциклопедия Кругосвет.2008.


Смотреть больше слов в «Географической энциклопедии»

ЗЕМЛИ ЛУАРЫ →← ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЕ

Смотреть что такое ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ в других словарях:

ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ

Под названием З. в науке понимают все сотрясения земной коры независимо от их интенсивности, характера, продолжительности и последствий, производимые в... смотреть

ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ

        подземные удары и колебания поверхности Земли, вызванные естественными причинами (главным образом тектоническими процессами). В некоторых места... смотреть

ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ

ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ, подземные удары и колебания поверхности Земли, вызванные естеств. причинами (гл. обр. тектонич. процессами). В нек-рых местах Земли 3.... смотреть

ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ

Землетрясения — Под названием З. в науке понимают все сотрясения земной коры независимо от их интенсивности, характера, продолжительности и последствий, производимые внутренними причинами, скрытыми в недрах земли. В общежитии название З. сохраняют только за теми сотрясениями, которые непосредственно нами ощущаются и обыкновенно имеют более или менее разрушительные последствия. В сейсмологии — науке, посвященной изучению З., носящих вообще название сейсмических явлений, — сотрясения почвы, непосредственно не ощущаемые, а определяемые только чувствительными инструментами, называют <i>микросейсмическими</i> явлениями. З. являются одним из наиболее ужасных бедствий вследствие неожиданности, с которой они наступают, и вследствие страшного разрушения, которое они производят в самый короткий промежуток времени. Так, лиссабонское З. 1755 г., длившееся всего 5 мин., уничтожило около 60000 чел.; во время З. в Сирии и Малой Азии в 536 г. погибло 120000 чел., в Калабрии (1783) около 30000 чел.; в устье Брахмапутры З., соединенное с циклоном, унесло в могилу 300000 чел. Сильное З. на Ямайке в 1692 г. длилось 3 мин., в С. Сальвадоре — 10 сек., в Каракасе (Венесуэла) — 5-6 сек. и т. д. Площадь, захватываемая З., часто очень велика: лиссабонское З. 1755 г. отразилось на пространстве 700000 геогр. миль (около 1/13 земной поверхности), из которых до 300000 геогр. миль приходится на сушу; чилийское З. 1822 г. захватило площадь в 400000 геогр. миль и т. д. Точное определение границ распространения З. возможно только при помощи сейсмоскопических инструментов; если принять во внимание микросейсмические сотрясения почвы, границы должны оказаться гораздо шире. В подтверждение можно привести предполагаемую связь сотрясений пулковских телескопов с американскими землетрясениями. Микросейсмические колебания во многих частях земной коры, вероятно, никогда не прекращаются. Распространение и появление З. находится в тесной зависимости от геологического строения местности; обширные равнины и плоскогорья, а также горные массивы почти избавлены от З., горные цепи (в именно еще не "потухшие", продолжающие расти), соседние со складчатыми горами равнины, побережья средиземных морей, местности, прилегающие к действующим вулканам, напротив, очень сильно подвержены З. Наиболее сильные З. связаны с линиями излома и разрыва земной поверхности и находятся в связи с дислокационными движениями земной коры. От указанного соотношения зависит и географическое распределение З.; так, к областям, свободным от З. или мало им подверженным, относятся: Сев. Германия, Европейская Россия, Сибирь, Франция, Англия, Скандинавия, Бразилия, Африка к Ю. от Сахары; наоборот, побережье Средиземного моря, Северная Африка, Пиренейский полуостров, Италия, Балканский полуостров, Малая Азия, Персия, Кавказ, Южная Америка особенно подвержены З. В пределах области распространения З. также замечаются участки, менее пострадавшие или даже вовсе не тронутые З., так называемые "острова" или "мосты" в Южной Америке. Горные цепи, трещины, пещеры часто задерживают распространение З.; от них удары З. отражаются и могут интерферировать между собою. Часто З. повторяются по нескольку раз в одной и той же местности: гор. Лима с 1586 г. был разрушаем З. 11 раз, гор. Верный несколько раз пострадал от З. и т. д. Число З. чрезвычайно велико; с 1850 по 1857 г. было насчитано их до 4620; в Швейцарии в год случается до 100 З.; в Японии в среднем через день бывает З.; с устройством правильных наблюдений число констатированных З. должно сильно возрасти. Каждое З. слагается из целого ряда отдельных толчков или ударов, более или менее быстро следующих друг за другом. Только немногие З. состоят из одного или нескольких ударов; обыкновенно число их очень велико. Число ударов очень различно; в начале "периода" З. они следуют быстро друг за другом, напр. по 3 удара в 1", по одному и т. д. Если число колебаний больше, то они сливаются в общий, обыкновенно глухой, гул, сопровождающий З. Число отдельных ударов иногда очень значительно; в Монтелеоне во время З. 1783 г., в Калабрии, в течение года было насчитано 950 сотрясений; верненское З. 1887 г. продолжалось около 3 лет и состояло из 600 ударов; в Новой Зеландии в 1848 г. были дни, когда насчитывалось до 1000 ударов. В Фокиде, в Греции (1870), в первые три дня было 86000 ударов. Сила отдельных толчков, слагающих З., очень разнообразна; обыкновенно начинается З. слабыми ударами, за которыми следуют более сильные, снова уступающие место более слабым. Самые сильные удары часто приходятся на начальную фазу З. Более сильным З. обыкновенно предшествуют "микросейсмические бури". Независимо от силы удары различаются и по самому характеру. Одни, действуя по вертикальному направлению, производят сотрясательное движение; это собственно толчки, или <i>сотрясательные удары.</i> Удары, выходящие под косым углом к земной поверхности, являются <i>волнообразными колебаниями </i>почвы. Наконец, известны и <i>вращательные </i>(или вихревые) удары. Эти последние до объяснения приписываемых им явлений Лазо и Мильном считались самостоятельным типом ударов. Известный пример четырехгранного пирамидального обелиска в монастыре св. Бруно, в г. С.-Стефано-дель-Боско, который во время калабрийского З. 1783 г. раскололся параллельно основанию на три части, причем верхние повернулись относительно нижней на 60°, послужил поводом к установке этого типа ударов. Лазо и Мильн показали, что вращательное движение, констатированное и при других З., легко объясняется и действием обыкновенных прямых ударов, если они падают на тело не под прямым углом к его поверхности и проходят не через центр тяжести его. Вращательное движение обнаруживается предметами, неправильно поставленными, т. е. если место прикрепления и центр тяжести не лежат на одной вертикали. В зависимости от того, как падает удар на предмет относительно его центра тяжести (фиг. 1), может произойти вращение по направлению часовой стрелки или в обратную сторону. Фиг. 1. Различные углы выхода ударов. <i>M M<sub>1</sub> M<sub>2</sub> M<sub>3</sub></i> — поверхность земли, <i>C C<sub>1</sub> m </i>— исходные пункты подземных ударов. Чаще всего З. слагаются из всех трех категорий ударов; по преобладанию тех или других, а иногда и по полному почти господству различают З. <i> сотрясательные,</i> или <i>суккуссорные,</i> и <i>волнообразные,</i> или <i> ундулаторные.</i> В Америке различают особыми названиями сильные и слабые З., обозначая первый через "Terremotos", вторые — "Tremblores". В каждом З. различают следующие топографические его элементы. Место внутри земной коры, из которого исходит З., называют <i>фокусом</i> З., <i>центром</i> или <i>гнездом</i> (фиг. 2). Фиг. 2. <i>C</i> — центр землетрясения, <i>E</i> — эпицентр, <i>DEF</i> — сейсмическая волна под поверхностью, <i>ML </i> — область распространения сейсмической волны на поверхности. Вертикальная проекция фокуса на земную поверхность называется со времени Зеебаха <i>эпицентром,</i> это часть области З., характеризующаяся сотрясательным движением; за ее пределами З. выражается уже волнообразными движениями. Вся площадь, охваченная З., называется <i>областью</i> З., а площадь наибольшего разрушения носит название <i>плейстосейстовой области,</i> или пл. пояса. Соединяя в области З. линиями пункты одновременного наступления сейсмической волны, получают <i>гомосейсты,</i> также называемые <i>косейсмами</i> или <i> изохронами;</i> соединяя пункты одинаковой интенсивности (или разрушения) получают <i>изосейсты;</i> наконец, <i>плейстосейсты </i>представляют линии, соединяющие пункты наибольшей интенсивности (или разрушения). Сейсмические волны распространяются по земной поверхности наподобие водяных волн. Если гнездо представляет более или менее форму круга, волны распространяются приблизительно кругами, давая начало так наз. <i>центральным</i> З. При растянутой форме фокуса в виде линии или длинной полосы волны приобретают эллиптическую форму, расходясь не от центра, а от центральной линии или оси; это <i>осевые,</i> или <i>линейные,</i> З. От косых линейных центров происходят однобокие эллиптические волны, развитые неравномерно по обе стороны осевой линии; это <i>боковые,</i> или <i>односторонние (латеральные, трансверсальные),</i> З. Целым рядом переходов эти три типа связаны между собою. При разнообразии в интенсивности и разрушительности З. часто различают следующие главные категории колебаний почвы: 1) <i>собственно</i> <i>З</i>., или отдельные удары, производящие горизонтальные и вертикальные движения и влекущие за собою значительное разрушение; 2) <i>нежные дрожания</i> или трепетания почвы, непосредственно не ощущаемые, а открываемые только чувствительными инструментами (= Tremors); 3) <i> микросейсмические волнообразные колебания; </i> 4) медленные колебания, или <i>пульсации,</i> неправильные и непериодичные; они не ощущаются непосредственно вследствие их медленности, но обнаруживаются по колебаниям маятника. Для определения сравнительной интенсивности З. пользуются следующей шкалой Росси-Фореля: I) Удары и колебания, незаметные непосредственному наблюдению и обнаруживаемые только чувствительными сейсмографами. II) Сотрясения, записанные сейсмографами и ощутимые кое-кем из людей, пребывающих в состоянии покоя. III) Сотрясения, ощущаемые большинством людей, находящихся в состоянии покоя. IV) Колебания почвы, ощущаемые людьми, находящимися в состоянии движения и деятельности; дребезжание оконных стекол. V) Колебания почвы, ощущаемые всеми. Колебание мебели, звон домашних колокольчиков. VI) Пробуждение всех спящих. Звон колокольчиков. Остановка часов с маятником. Шелест деревьев. VII) Опрокидывание больших предметов. Звон колоколов. VIII) Образование трещин в домах, разрушение труб. Незначительные опустошения, всеобщая паника и бегство. IX) Разрушение отдельных частей зданий или целых построек. X) Всеобщее разрушение. Образование в земле трещин, обвалов и т. п. — Переводя эту шкалу на математический язык, Хольден получил следующее абсолютное ее значение: I — ускорение 20 мм в 1", II — 40 мм, III — 60, IV — 80,V — 110, VI — 150, VII — 300, VIII — 500, IX — 1200. Сила ударов З. обусловливается не только интенсивностью самого З., но также и углом, под которым удар выходит на земную поверхность. Вертикальные и близкие к ним удары в эпицентре, а также удары, выходящие под углом в 45° — 55° к земной поверхности, оказываются наиболее разрушительными. Для абсолютного определения силы разных ударов с разными ограничениями вследствие неоднородности состава земной коры пользуются известным соотношением, что сила сотрясения уменьшается с квадратом расстояния от пункта удара. Наконец, следует указать, что амплитуда сейсмических волн очень невелика: горизонтальные колебания — 0,1 до 4 мм и даже до 10 мм; вертикальные — 0,2 до 0,5 и изредка до 1 мм. Орлов предложил определять высоты сейсмической волны <i>h</i> из напряжения вертикального удара <i>J</i> и веса поднимаемых масс земной коры <i>P</i> по формуле <i>h = J: P. </i> Интересны данные о скорости распространения З. Для суждения об этом вопросе имеются две категории данных: опыты над скоростью распространения сотрясений в различных породах и наблюдения над скоростью распространения сейсмических волн. Маллет нашел, что скорость распространения сотрясений равняется в 1" в песке — 250 м, в разрушенном граните — 400 м, в твердом, не выветренном граните — более 600 м. При разных З. сейсмические волны обладали самой разнообразной скоростью; для большинства итальянских З. Росси определяет ее в 300 м, среднегерманское З. 1872 г. — 740 м, верненское З. 1887 г.: в рыхлых породах 300 м, в твердых — 800 м; одно из индийских З. по Мильну — выше 1000 м. В воде сейсмическая волна распространяется медленнее: от 20-100 м в мелком море и от 100-200 в глубоком. При сравнительно незначительной глубине залегания фокуса З. быстро достигает эпицентра в промежуток обыкновенно не более одной минуты; так, напр., в 1877 г. в Герцогенрате З. прошло 27,5 км от фокуса до центра в 56". На скорость распространения З. имеет влияние как петрографический характер пород, слагающих данный участок земной коры, так и их трещиноватость и условия залегания. Трещины оказывают задерживающее влияние на распространение З., а в пещерах может даже произойти полное отражение сейсмической волны, и, таким образом, предохраняется от З. местность, отделенная пещерой от области, из которой исходит З. Вдоль пластов, т. е. по простиранию, З. распространяется значительно быстрее, чем поперек их; в зависимости от положения пластов видоизменяется поэтому и форма эпицентра сравнительно с формой фокуса. Необходимо также принять во внимание, что степень разрушения, производимого З., зависит от амплитуды сейсмической волны, а ширина отдельных колебаний обусловливается упругостью пород и обратно пропорциональна скорости. Точно так же следует помнить, что З. более разрушительно действуют в рыхлых породах, чем в твердых, и особенно неблагоприятно в этом отношении залегание рыхлых масс более или менее незначительным слоем на твердом основании. Наконец, глубина залегания фокуса также влияет как на разрушительность З., так и на размеры захваченной им области. В общем можно констатировать, что для З. с неглубоким фокусом характерны: незначительная область, сильное разрушительное действие и небольшая продолжительность, между тем как слабое разрушительное действие, большая "область", значительная скорость и продолжительность свойственны З. с глубоко лежащим фокусом. Глубина залегания фокуса, от которой в значительной степени зависит весь характер З., колеблется обыкновенно в пределах от 10 до 30 км; так, глубина фокуса неаполитанского З. 1857 г. 9 км, герцогенратского 1877 — 27 км, верненского 1887 — 10 км. Редко наблюдались глубины более значительные, напр. до 60 км, или такие ничтожные, как при З. в Казамичиоле на Искии (1883), где фокус залегал на глубине всего 1/4 км. Из вышеизложенного следует, что для изучения З. недостаточно определения его области и описания произведенного им разрушения; необходимо еще изучить скорость его распространения, угол выхода ударов и глубину фокуса. Для выполнения этой задачи пользуются, с одной стороны, определением времени наступания сейсмической волны в различных пунктах, с другой — изучением характера и распределения разрушительных действий. Отсылая за подробностями к специальным сочинениям, достаточно указать здесь на несколько простейших способов определения глубины залегания фокуса (фиг. 5). Фиг. 5. Определение места залегания фокуса по Маллету; <i>de, fg, hk</i> — направление трещин, <i>A</i> — фокус, <i>Aa, Ab, Ac</i> — линии распространения колебаний. Маллет дает формулу <i>D </i>= <i>Stg α,</i> где <i>D</i> есть глубина фокуса, <i> S</i> — расстояние точки наблюдения от сейсмического вертикала, т. е. от места исключительно вертикальных ударов, а <i>α</i> — угол выхода удара относительно горизонта. Маллету удалось установить, что трещины в стенах зданий образуются преимущественно в плоскости, перпендикулярной к направлению подземного удара. Поэтому подробное изучение распределения этих трещин дает возможность определить положение фокуса, который будет находиться в точке пересечения перпендикуляров к этим трещинам. Зебах пользуется для той же цели точными наблюдениями над временем наступления сейсмической волны в разных пунктах; если <i>Е</i> — эпицентр, 2) — какая-нибудь точка земной поверхности, <i>О</i> — фокус, <i>Т</i> — момент начала З. в <i>о</i>, <i>t</i> — момент толчка в <i>D, v</i> — скорость распространения, расстояние между <i>Е</i> и <i>D — у</i>, то из прямоугольного треугольника, где другой катет <i>b</i> есть линия, соединяющая фокус с эпицентром, а гипотенуза — <i>x</i>, мы получаем <i>х</i> <i><sup>2</sup> </i>= <i> у <sup>2</sup> + b<sup>2</sup></i>; пространство, пройденное З., = произведению времени на скорость, т. е. <i> x </i>= <i>v(t</i> — <i>Т)</i>; вставляя это в первое уравнение, получается <i>t — T </i>= √[(<i> у <sup>2</sup> + b<sup>2</sup></i>)/2]; достаточно наблюдений в трех пунктах, чтобы решить три уравнения с тремя неизвестными и найти искомые величины. Способ Фальба исходит из положения, что звук или подземный гул и колебание гнезда начинаются одновременно, и основан на определении промежутка времени между появлением подземного гула и первого толчка, ощущаемого земной поверхностью. При большом количестве наблюдений можно также пользоваться способом Дэттона и Гайдена, основанном на изучении распределения изосейст. <i> Последствия З.</i> разнообразны в зависимости от интенсивности и характера ударов и от геологических условий. Самые сильные З. разрушают все до основания, часто не только города и селения превращаются в груду развалин, но даже исчезают, проваливаясь в провалы. На месте г. Катакана в Южной Америке после землетрясения 1868 г. или г. Онлага в Малой Азии после З. 1869 г. появились озера. Образованием трещин в зданиях, обваливанием стен, башен, труб, вращением колонн и т. п. предметов и другими частными повреждениями зданий характеризуются почти все З. с разрушительными последствиями. Руководствуясь наблюдениями над характером разрушения зданий, стараются выработать для местностей, поврежденных З., наиболее пригодный тип построек, удовлетворяющий следующим условиям. Дома должны быть по возможности низкие, одноэтажные, легкие, лучше всего деревянные или, за недостатком дерева, из однородного материала на хорошем цементе, причем стены должны быть связаны железными брусьями; плоские крыши и хорошие стропила, более или менее выдающиеся за стены, служат некоторой гарантией от их проваливания, так как выдерживают заметные качания и колебания. Поперечные железные скрепы между стенами и просторные внутренние дворы также являются полезными мерами предосторожности. Наконец, безусловно следует избегать возведения построек на рыхлых отложениях, залегающих тонким слоем на скалистом основании. Ввиду задерживающего влияния трещин и пещер как со стороны людей науки, так и со стороны жителей местностей, подверженных З., наблюдается стремление к утилизации естественных пещер, стремление приурочивать постройки к таким пещерам и прибегать к искусственному расширению или заложению пещер, к обведению домов траншеями и т. п. Под влиянием З. почва рассекается <i>трещинами,</i> располагающимися то радиально-лучисто, то без видимого порядка; в горных странах трещины по большей части простираются вдоль склонов. Размеры трещин чрезвычайно разнообразны, от самых ничтожных до грандиозных расщелин, напр. около одной мили длины при 5 ф. ширины и 20 ф. глубины (Калабрия, 1783); трещины часто поглощают целые постройки, даже улицы с людьми и животными, как, напр., в С.-Франциско в 1868. Некоторые трещины не остаются открытыми, а закрываются снова при последующих ударах З. Из трещин иногда происходит извержение воды и грязи, иногда газов с пламенем; таким образом возникают бьющие ключи, временные грязевые вулканы. ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЕ. 1. Трещины близ Гюевьяра, образовавшиеся при землетрясении в Андалузии 22 дек. 1884 г. 2. Провальные ямы, образовавшиеся при землетрясении в Калабрии (1783 г.). 3. Нормальный термометр Росси. 4. Указатель волнообразных колебаний с часами Брассара. 5. Указатель сотрясательных и волнообразных колебаний с часами Брассара. 6. Сейсмометр Вудге. Сейсмометр Каччиаторе. Сейсмометр Лазо. Довольно обычным явлением при З. являются также <i>провалы</i> в виде воронок, в виде круглых озерков и т. п. Глубина провалов в Калабрии достигала 20 ф. при 1 миле длины и 150 ф. ширины. При некоторых З. наблюдались также мгновенные опускания более или менее значительных участков; такое явление констатировано в Ахаии, в устьях Ганга и Брахмапутры, во время лиссабонского З. 1755 г., когда опустилась часть набережной, над которой глубина моря потом местами достигала до 200 м, и т. д. Указываются также и некоторые случаи незначительного мгновенного поднятия, но они многими оспариваются. <i>Сдвиги, оползни</i> и <i>обвалы </i>являются характерными результатами З. и достигают иногда значительных размеров. Сдвиги приурочены обыкновенно к трещинам от вертикальных ударов в области эпицентра. Обвалы и оползни, часто представляющие мощные потоки грязи и носящие тогда название оплывин, очень часты в горных странах. Обвалы достигают иногда многих сотен миллионов куб. м. Исчезновение воды в колодцах, ее загрязнение, образование озер в провалах или вследствие временных запруд оползнями и обвалами, поднятие воды в колодцах и местные наводнения дополняют картину разрушительных последствий З. В приморских местностях сюда присоединяются еще явления отступания и наступания моря, затопляющего в таких случаях значительную прибрежную полосу. При этом образуется мощная волна, сначала отступающая от берега, а затем наступающая на него в виде так наз. обратной волны; это случается чрез 5-35 мин., несколько часов, иногда даже через сутки. При лиссабонском З. эта волна достигла высоты 26 м и залила полосу в 15 км ширины от берега. Иногда наблюдалось несколько приливо-отливных волн. З. происходят иногда и в открытом море и тогда носят название морских, или субокеанических ("моретрясения" Мушкетова = Seebeben [Наземные и надводные З. иногда различают названиями Geoseisme и Haloseisme.]). Сотрясения и колебания морской поверхности, конечно, во мног. случаях остаются совершенно неизвестными, если они не замечаются проходящими в соответствующей части моря судами или не констатируются на соседних берегах и островах. Сотрясения морской поверхности могут происходить от самых разнообразных причин: от настоящего З. на дне моря, от подводного извержения, от перемещения подводных или прибрежных частей океана и т. п. Морские З. и "обратная волна" помогли Зюссу объяснить явления так назыв. "потопа" в низовьях Тигра и Евфрата, предание о котором сохранилось у многих народов Востока и от евреев перешло в христианство. Чрезвычайно интересно и важно соотношение З. с другими явлениями природы, как космическими, так и теллурическими. Солнечные пятна, положение Земли относительно Луны и Солнца приводились в связь с З.; из статистики этих последних и из изучения их распределения по временам года, по столетиям и т. п. стараются вывести некоторые общие положения. Несмотря на неполноту статистики З., или, быть может, именно благодаря ей нашли, что деятельностью З. отмечены I, V, IX, ХII и XVI столетия, между тем как III, VII, Х и XIV столетия, напротив, отличались отсутствием или незначительностью сейсмических явлений. Замечено также, что в общем зимние и осенние месяцы богаче З., чем летние и весенние. Относительно влияния космических причин, а именно положения Луны и Солнца, Перрей выставил следующие положения, несколько ослабленные и видоизмененные Шмидтом: 1) З. происходит чаще во время сизигий (новолуние и полнолуние), чем во время квадратур (первая и последняя четверть); 2) З. чаще в перигее и перигелии, чем в апогее и афелии (т. е. чаще, когда Земля ближе к Луне или Солнцу, чем в те периоды, когда она дальше отстоит от них); 3) удары З. повторяются чаще и сильнее во время нахождения Луны на меридиане данной местности. Несмотря на разные ограничения справедливости этих обобщений, Фальб, исходя из них и из гипотезы огненно-жидкого ядра земного шара, нашел возможным построить теорию З., основанную на аналогии движений внутреннего жидкого содержимого земли с приливо-отливами, и на основании своей теории предсказывать, и иногда удачно, З. и атмосферные возмущения. Не отрицая некоторой причинной или случайной связи З. с космическими явлениями, нельзя на основании изучения З. не прийти к заключению, что главная и, быть может, единственная их причина чисто теллурическая и кроется в основном факте жизни Земли: в ее охлаждении и неравномерном сокращении. Из теллурических явлений особенно интересно изменение барометрического давления при З. Во многих случаях наблюдали более или менее заметное понижение давления перед и во время З.; найдено, что З. происходят чаще в те месяцы, когда атмосферное давление больше. Замечено также, что понижение барометра усиливает сейсмические бури, а повышение его уменьшает амплитуду колебаний и может даже прекратить их; иногда колебания, совпадающие с понижением барометра, называют <i> баросейсмическими</i> движениями, а другие — <i>вулканосейсмическими.</i> Сами З. могут также вызывать известные изменения атмосферного давления; но возможно и обратное соотношение. Фр. Дарвин, напр., вычислил, что повышение барометра на 30 мм над площадью, равной Австралии, может вдавить целый материк на 60-90 линий ниже его уровня, а такую же площадь воды — понизить даже на целый фут и более. Нельзя не упомянуть о том, что сильные порывы ветра или даже ураганы предшествуют З., сопровождают их или следуют за ними, что обилие атмосферных осадков совпадает с сильными З. и с областями, богатыми ими, что замечается какое-то соотношение земного магнетизма и атмосферного электричества с З.; но все это еще очень мало изучено. Причины З., в настоящее время изученные с некоторой полнотой, издавна занимали умы ученых. Уже у древних философов, несмотря на всю неполноту их сведений о строении земного шара, находятся более или менее верные указания на истинные причины З. Анаксимандр приводил З. в связь с образованием трещин при высыхании; философы школы Гераклита, Страбон угадали связь З. с вулканическими извержениями; Павзаний различал уже ударные и волнообразные З. С того времени учение о З. претерпело много видоизменений, прошло много фаз развития и в последнее время получило совершенно новое обоснование после развития новых взглядов на процессы горообразования и дислокаций вообще. Ламанон, Буссенго, Маллет, Зеебах, Лазо, Гернес, Зюсс, Мильн и целый ряд других ученых развили рациональную теорию З. и выяснили преобладание среди них того типа, который носит название <i>тектонических</i> З. В настоящее время различают три категории З., классифицированные Гернесом: I) <i>З. провальные,</i> или происходящие от обвалов, как наземных, так и подземных (обваливание пещер); II) З., <i>вулканические,</i> приуроченные к вулканическим областям в обусловливаемые вулканическими извержениями; III) <i>тектонические</i> З., иначе называемые <i>дислокационными,</i> или <i>структурными.</i> Иногда все З. невулканические, или нептунические, противопоставляют вулканическим. Первые две категории обнимают З. сравнительно менее сильные, захватывающие менее значительные области, между тем как наиболее разрушительные З., в особенности те, которые повторяются несколько раз в одной и той же области, относятся к группе З. дислокационных. Выщелачивание значительных масс внутри земной коры, образование пещер и их обваливание бесспорно должны вызывать в соседней местности более или менее значительные сотрясения почвы, порождать З. с неглубоким фокусом, подчас очень сильные, но захватывающие небольшую область и не повторяющиеся. Сводить все З. к этой причине, как это сделал Фольгер, однако, по меньшей мере ошибочно. Точно так же бесспорно установлено существование З., сопровождающих вулканические извержения и вызываемых ими; но основанное Гумбольдтом учение, что все З. связаны с вулканическими извержениями, также теперь всеми оставлено. Наиболее важна во всех отношениях группа <i>тектонических</i> З. Связь этих З. с дислокацией впервые детально была выяснена Зюссом на итальянских З., а затем изучена целым рядом ученых. Сокращение Земли и связанные с ним дислокационные явления влекут за собою образование трещин, сморщивание земной коры в складчатые горы; перемещение некоторых частей земной коры при этом сопровождается сотрясениями более или менее значительных площадей. Положение эпицентра и направление линии ударов имеют теснейшую связь с направлением линий дислокации. Этого рода З. приурочены к равнинам, прилегающим к складчатым горам, еще не закончившим своего образования, "не потухшим", или к горным морским прибрежьям, к побережью средиземных морей, к пограничной полосе между областями поднятия и депрессионными областями и особенно сильны и часты именно в такого рода областях. Тектонические З. проявляются повсюду в областях дислокации земной коры и направляются по линиям этих дислокации; чем сложнее система дислокационных линий, тем чаще повторяются З. и тем запутаннее их линии ударов. Карты географического распределения З. иллюстрируют зависимость большинства их от дислокационных областей. Таким образом, дислокационные или тектонические З. являются лишь одним — и притом побочным — из проявлений вулканической жизни земной коры, слагающейся из горообразования, вулканической деятельности и вековых перемещений суши и моря; притом все эти процессы представляют факторы созидающие, З. же — только разрушающие. Тектонические З. могут происходить или от горизонтальной дислокации, т. е. складчатости и отчасти сдвигов, или от дислокации вертикальной, т. е. сбросов. Различают также <i>периферические</i> З., следующие по периферии площади опускания, от <i>радиальных,</i> идущих по радиальным трещинам, и много других типов и мелких подразделений тектонических З. От вулканических и нептунических З. дислокационные отличаются целым рядом признаков: громадной областью распространения, значительными размерами плейстосейстовой области, положением эпицентра в виде узкой линии вдоль линий дислокации, одновременностью ударов на значительном расстоянии, постоянством линий ударов, приуроченных к дислокационным линиям, и более значительной глубиной фокуса. Наблюдение и изучение элементов З., начавшееся в Италии и Японии, в последнее время значительно развилось благодаря изобретению целого ряда инструментов, служащих для отметки момента наступления З., для регистрации различных его проявлений, интенсивности и т. п. Учреждение сейсмологических станций после Италии и Японии также и в других странах сильно способствовало развитию науки о З., получившей название <i>сейсмологии,</i> а Росси первоначально названной Ме teorologia endogena. После верненского З. и в России по инициативе Мушкетова приступлено географическим обществом к организации сети станций в пяти сейсмических областях России: Туркестане, Кавказе, Алтае, Забайкалье и Камчатке (незначительные З. Крымского полуо-ва относятся к категории нептуническах и потому гораздо менее заслуживают подробного изучения). Различные инструменты для наблюдений над З. носят название <i>сейсмометров</i> (фиг. 3 и табл.). Фиг. 3. Сейсмометр Юнга для регистрирования вертикальных движений. Разнообразие их очень велико; различают <i>сейсмоскопы,</i> служащие для констатирования колебаний почвы, собственно <i>сейсмометры,</i> при помощи которых можно проследить весь ход З.; <i>сейсмохронографы,</i> показывающие также время наступания З.; <i> тромометры,</i> или тромосейсмометры, определяющие также и микросейсмические колебания (см. табл., рис. 3); Фиг. 4. Кривая З., написанная самопишущим прибором. Описаны и изображены все эти приборы в "Meteorologia endogena" de Rossi, на русском языке в "Физической геологии" Мушкетова и в другой нижеуказанной его статье. От более или менее совершенного сейсмометра требуют определения: 1) времени наступания З., 2) рода колебаний и направления движения сейсмической волны, 3) числа ударов и 4) их относительной силы. Ввиду трудности совмещения всех этих свойств в одном приборе на станциях имеется всегда несколько приборов, назначение которых, по Росси, разграничено следующим образом: 1) аппараты предупреждающие, или вестники ударов; 2) аппараты-анализаторы ударов; 3) аппараты-указатели трепетаний почвы и 4) аппараты микросейсмометрические. Кроме показаний инструментов, для изучения З. требуется по возможности собрать самые разнообразные данные о времени начала и о продолжительности З., о числе и роде сотрясений, о направлении, силе и действии ударов, о подземном гуле, о повреждениях в зданиях и почве, об атмосферных и других явлениях, сопровождающих З., и т. п., для чего выработаны соответственные программы и вопросные листы. Резюмируя все общие данные о З., получается следующая общая его картина: каждое З. начинается слабыми колебаниями или ему предшествуют мелкие трепетания и микросейсмические бури; максимум интенсивности ударов наступает иногда уже через несколько секунд; каждое З. состоит из целого ряда сотрясательных и колебательных движений, разнообразие, сила, распределение и действие которых обусловливаются геологическим строением данного участка земной коры. З. оканчивается обыкновенно гораздо постепеннее, чем наступает, и часто еще долго — недели, месяцы и годы — продолжаются микросейсмические дрожания. <i> Литература</i> З. довольно обширна. В руководствах и общих сочинениях по геологии и землеведению можно найти общие очерки, в исследованиях отдельных З. — более или менее важные обобщения и теоретические выводы. Приводим список некоторых наиболее интересных или общих сочинений: Ch. Lyell, "Principles of Geology" (имеется и на русском яз.); M. Neumayr, "Erdgeschichte" (I, 1886); E. Reyer, "Theoretische Geologie" (1888); E. Suess, "Das Antlitz der Erde"; А. Иностранцев, "Геология", I; И. Мушкетов, "Физическая геология", I; M. de Rossi, "La Meteorologia endogena" (1879 и 1882, "Международн. библиот.", XXX и XXXI); J. Milne, "Earthquakes and other earth movements" (1886, "Междунар. библ.", LVI; A. v. Lasaulx, "Die Erdbeben" (1882, в "Handwörterbuch der Mineral., Geol. etc.", изд. Кенготтом; А. Орлов, "О З. вообще и о З. Южной Сибири и Туркестанской обл. в особенности" ("Труды Каз. общ. естеств.", 1873); J. Schmidt, "Studien ueber Erdbeben" (1879); K. v. Seebach, "Das Mitteldeutsche Erdbeben vom 6 März 1872. Ein Beitrag zur Kenntniss der Erdbeben" (1873); А. Орлов, "З. и их соотношения с другими явлениями природы" (1887); R. Mallet, "The first principles of experimental seismology" (1862); R. Falb, "Grundzüge zu einer Theorie der Erdbeben und Vulkanausbrüche und das Erdbeben von Belluno" (Sirius, Bnd. VI); его же, "Ueber die Erdbeben und ihren Zusammenhang mit dem Stande der Sonne" (Sirius, IV); R. Hörnes, "Erdbebenstudien" ("Jahrbuch d. geolog. Reichsanstalt", Вена, 1888); его же, "Erdbebenkunde" (1893); E. Sness, "Die Erdbeben des südlichen Italiens" ("Denkschriften" Венск. акад. наук, XXXIV); А. Орлов и И. Мушкетов, "Каталог З. Российской империи" ("Записки Геогр. Общ.", 1893, XXVI); И. Мушкетов, "З., их характер и способы наблюдения" (краткий Compendium; "Изв. Геогр. общ.", 1890, XXVI, V); К. Fuchs, "Les Volcans et les tremblements de terre" (попул. в "Международн. библиот.", 1876). <i> Ф. Левинсон-Лессинг. </i><br><br><br>... смотреть

ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ

— колебания Земли, вызванные внезапным освобождением потенциальной энергии земных недр. Большая часть регистрируемых З. имеет тект. происхождение. Напряжения, вызванные тект. силами, накапливаются в течение длительного времени (десятки и сотни лет). Освобождение энергии сопровождается разрывом и смещением твердого вещества в очаге З. и обратимыми деформациями г. п. за пределами очага. Обратимые деформации распространяются в виде упругих колебании. Наряду с основными толчками регистрируются предшествующие (форшоки) и последующие (афтершоки). Ежегодно на Земле происходят сотни тыс. весьма слабых толчков, тыс. толчков более значительной силы, десятки сильных З. и в среднем приблизительно одно катастрофическое З. При катастрофических З. возникают собственные колебания Земли — пульсации земного шара с периодом в десятки минут. <p>По глубине расположения очагов З. подразделяются на обыкновенные, промежуточные и глубокие. Очаги З. группируются преимущественно в подвижных поясах Земли, разделенных устойчивыми зонами (на Тихоокеанский пояс приходится 80—90% З.), однако даже для кристаллических Щитов характерно возникновение З. слабой интенсивности. <i>Интенсивность</i> З. оценивается по 12-бальной шкале и по шкале магнитуд. (См. <i>Балльность землетрясения) .</i> Абс. энергия З. оценивается неточно, с возможной ошибкой в 3—10 раз, относительные определения более точны. Для регистрации З. используется обширная сеть постоянно действующих и временных <i>сейсмологических станций,</i> снабженных чувствительной аппаратурой, способной отметить колебания грунта с амплитудой в несколько ангстрем (1Å = 10<sup>-8</sup>см).Анализ З., которым занимается сейсмология, дает сведения о действующих геол. процессах в местах возникновения З. и о крупных особенностях геол. структуры сейсмичных и асейсмичных обл. Инструментальное изучение механизма З. показало значительное преобладание горизонтальных сдвигов над смещениями др. типов. <i>И. Г. Клушин.</i><br></p><p class="src"><em><span itemprop="source">Геологический словарь: в 2-х томах. — М.: Недра</span>.<span itemprop="author">Под редакцией К. Н. Паффенгольца и др.</span>.<span itemprop="source-date">1978</span>.</em></p><dl><div itemscope itemtype="http://webmaster.yandex.ru/vocabularies/enc-article.xml"> <dt itemprop="title" class="term" lang="ru">Землетрясения</dt> <dd itemprop="content" class="descript" lang="ru"><div><span>        (<em>a.</em> <span style="color: rosybrown;">earthquakes, shocks;</span> <em>н.</em> <span style="color: rosybrown;">Erdbeben, unterirdische Stoβe;</span> <em>ф.</em> <span style="color: rosybrown;">tremblements de terre, seismes, secousses seismiques;</span> <em>и.</em> <span style="color: rosybrown;">terremoto, temblor de tierra</span>) - колебания (сотрясения) поверхности и недр Земли, вызываемые в осн. внезапным, быстрым смещением крыльев существующих (или вновь образующихся) тектонич. разрывов; способны передаваться на большие расстояния.<br>Bозникновение З. на крупных разломах (согласно теории упругой отдачи) происходит при длит. смещении в противоположные стороны тектонич. блоков или плит, контактирующих по разлому. При этом силы сцепления удерживают крылья разлома от проскальзывания и зона разлома испытывает постепенно возрастающую сдвиговую деформацию, при достижении ею нек-рого предела происходит "вспарывание" разлома и смещение его крыльев. З. на вновь образующихся разломах рассматриваются как результат закономерного развития систем взаимодействующих трещин, объединяющихся в зону повыш. концентрации разрывов, в к-рой образуется магистральный разрыв, сопровождающийся З. Oбъём среды, где снимается часть тектонич. напряжений и высвобождается нек-рая доля накопленной потенциальной энергии деформации, наз. очагом З. Kол-во энергии, выделяющееся при одном З., зависит гл. обр. от размеров сдвинувшейся поверхности разлома. Mаксимально известная длина разломов, вспарывавшихся при З., находится в диапазоне 500-1000 км (Камчатское З., 1952; Чилийское, 1960, и др.), крылья разлома смещались при этом до 10 м. Пространств, ориентация разлома и направление смещения его крыльев получили назв. механизма очага З. Процессы в очаге З. в осн. недоступны для прямых измерений. Поэтому для определения местоположения сейсмич. очагов и изучения их свойств используется регистрация излучаемых при З. объёмных сейсмич. волн (продольная P и поперечная S), a также возбуждённых ими в земной коре поверхностных волн (в т.ч. волны Лява LQ и Pэлея LR). Пo наблюдениям сейсмич. станций определяют то место (точку), где началось вспарывание разрыва (a если вспарывание было прерывистым, то и места остановок вспарывания). Эта точка наз. гипоцентром З., проекция гипоцентра на поверхность Земли - эпицентром З. Для слабых З. понятия очаг и гипоцентр можно рассматривать как синонимы, но для сильных З. они принципиально различаются. Упрощённая проекция очага на земную поверхность обычно имеет вид эллипса (или системы эллипсов). Эпицентр, как правило, располагается существенно несимметрично относительно центра проекции очага, вблизи одного из концов эллипса. Дo 20 в., т.e. до начала приборных наблюдений, очаг З. оконтуривался только по наблюдениям над проявлениями З. на поверхности Земли или по макросейсмич. наблюдениям (при этом за эпицентр принимался геом. центр очага). Для энерг. классификации З. на практике пользуются его магнитудой (M или m). Под магнитудой (иногда неправильно наз. интенсивностью З. по шкале Pихтера) понимается логарифм отношения макс. смещения земной поверхности в волне данного типа или макс. скорости смещения к аналогичной величине для З., магнитуда к-рого условно принята равной нулю. Kлассификация З. по магнитуде введена в 1935 амер. сейсмологом Ч. Pихтером применительно к терр. Калифорнии (США), в нач. 40-x гг. она применена Б. Гутенбергом и Pихтером для энергетич. классификации З. всего мира. Для расчёта M используется эмпирич. закон изменения макс. амплитуды сейсмич. волны (A) или скорости колебаний (A/T) c эпицентральным расстоянием (∆), т.e. расстоянием до эпицентра З., - т.н. калибровочная функция σ(∆) : M= lgA + σ<sub>A</sub>(∆) или M=lgA/T + σ<sub>A/T</sub>(∆), где T - период волны. Mаксимально известное значение M приближается к 9,0. Зa год на земном шаре в cp. происходит по одному З. c M≥8,0; 10 З. c M = 7,0-7,9; 100 - c M=6,0-6,9; 1000 - c M=5,0-5,9; 10 000 З. c M=4,0-4,9. Ha терр. CCCP магнитуда, напр., Камчатского З. (1952) составила 8,5, Kеминского (1911) - 8,2 Aшхабадского (1948) -7,3, Газлинского (1984) - 7,2, Дагестанского (1970) - 6,6, Aндижанского (1902) - 6,4, Ленинаканского (1926) - 5,7, Tашкентского (1966) -5,1, Эстонского (1976) - 4,3.<br>Для перехода от магнитуды З. к энергии (E) сейсмич. волн обычно пользуются соотношением: lgE = 11,8+1,5 M. B CCCP для классификации З. на близких расстояниях (до 1000 км) широко применяют шкалу энергетич. классов (K). B большинстве случаев под классом понимается логарифм энергии (в Дж) сейсмических волн, прошедших через окружающую очаг З. референц-сферу.<br>Шкала интенсивности землетрясений радиусом 10 км (в таком понимании класс представляет собой разновидность магнитуды). Значения K определяются c помощью спец. номограммы по сумме амплитуд волн P и S.<br>Для оценки эффекта З. на поверхности Земли co 2-й пол. 19 в. пользуются шкалами интенсивности (балльности) З., или сейсмич. шкалами. Hаиболее распространена 12-балльная шкала, восходящая к шкале Mеркалли - Канкани (1902); современный международный вариант этой шкалы - MSK-64 (Mедведева - Шпонхойера - Карника). B CCCP употребляется шкала ГОСТa 6249-52 (табл.), в Центр. Eвропе - шкала Mеркалли - Канкани - Зиберга, рекомендованная в 1917 Mеждунар. ассоциацией сейсмологии, в США - модифицир. шкала Mеркалли (шкала Bуда и Huюмена, 1931) и т. д.<br><img itemprop="photo" src="https://words-storage.s3.eu-central-1.amazonaws.com/production/article_images/5a61b9882685b2000e2d9412/3ae6f011-64f2-4375-8594-9ccbe4dee9e4" border="0" class="responsive-img img-responsive" title="ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ фото №1" alt="ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ фото №1"><br>B нек-рых испаноязычных странах (Лат. Aмерики и др.) используют 10-балльную шкалу Pосси - Фореля (1883). B Японии принята 8-балльная шкала Япон. метеорологич. агентства (сопоставление шкал дано на рис. 1).<br><img itemprop="photo" src="https://words-storage.s3.eu-central-1.amazonaws.com/production/article_images/5a61b9882685b2000e2d9412/3dbb607d-cd4a-449f-aeb6-2f3631a8885c" border="0" alt="ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ фото №2" http: class="responsive-img img-responsive" title="ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ фото №2">ГОСТ 6249-52; шкала MSK-64), шкала Японского метеорологического агентства"&gt;<br><span style="color: gray;"><em> Pис. 1. Cопоставление наиболее часто используемых сейсмических шкал (по H. B. Шебалину): шкала Pосси - Фореля, шкала типа Mеркалли (Eвропейская шкала Mеркалли - Канкани - Зиберга, 1917; модифицированная шкала Mеркалли, 1931, США; шкала ГОСТ 6249-52; шкала MSK-64), шкала Японского метеорологического агентства.</em></span><br>Первоначально шкалы были сугубо описательными, но позже было выявлено, что номер балла коррелируется co скоростью движения грунта либо c его ускорением или смещением. При сильных З. макс. ускорения могут превышать ускорение свободного падения g, напр. 1,4 g во время Газлийского З. (9-10 баллов, 1976). Cпец. сейсмич. шкалы для горн. выработок не разработаны, но ориентировочно можно считать, что З. ощущается под землёй на 1 балл слабее, чем на поверхности. Hапр., по наблюдениям в скважинах в p-не г. Tокио амплитуда колебаний c частотой 10-20 Гц на глуб. 3510 м ослабевала на 60 дБ по сравнению c колебаниями y устья скважин.<br><img itemprop="photo" src="https://words-storage.s3.eu-central-1.amazonaws.com/production/article_images/5a61b9882685b2000e2d9412/192f1dac-21bf-4332-8b65-ece67d18b281" border="0" alt="ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ фото №3" class="responsive-img img-responsive" title="ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ фото №3"><br><span style="color: gray;"><em> Рис. 2. Разрушения на острове Сицилия после землетрясения.</em></span><br>При изучении поверхностного эффекта З. (рис. 2) оконтуривают зоны одинаковой балльности. Pазграничивающие их линии наз. изосейстами. Пo скорости спада интенсивности c расстоянием можно оценить глубину очага З. (связаны обратной зависимостью). Cоотношение между макс. интенсивностью З. (I<sub>0</sub>) и его магнитудой зависит от глубины очага h и в cp. для континентальных зон CCCP может быть представлено соотношением<br>I<sub>0</sub>+1,5M-3,5 * 1gh + 3,0.<br>Для изучения процесса деформации в сейсмоактивных зонах часто пользуются такой характеристикой очага, как сейсмич. момент M<sub>0</sub>, к-рый определяется как произведение модуля сдвига среды, cp. сдвига крыльев разлома и площади разлома. Cейсмич. момент рассчитывается обычно по особенностям спектра объёмных или поверхностных сейсмич. волн.<br>При заданных площади и сроке наблюдений и диапазоне магнитуд число З. является показат. функцией магнитуды, график к-рой в логарифмич. масштабе известен как график повторяемости и иногда используется для сопоставления уровня сейсмичности разл. зон. Mодель реального сейсмич. процесса должна учитывать элементы как случайности, так и периодичности, что иногда наблюдается в нек-рых p-нах. Hапр., для Kурило-Камчатской и соседних зон островных дуг известно усиление сейсмичности c периодом 5,5 лет. Hаиболее интересную форму эти представления получили в виде т.н. теории сейсмич. брешей, предложенной для Teхоокеанского сейсмич. кольца. Te места внутри кольца, где в 20 в. не отмечались сильные З., рассматриваются как наиболее вероятные для возникновения сильных З. в ближайшее время.<br>Cейсмич. процесс характеризуется также группированием З. Частные случаи группирования: рой З.; главное З. c последующими толчками (афтершоками); главное З. c предшествующими (форшоками) толчками. Pой З. - это группа (иногда очень многочисленная) мелкофокусных толчков, частота и магнитуда к-рых в течение определ. срока слабо меняются co временем. Cамые сильные толчки распределены внутри роя случайным образом. Aфтершоками, число к-рых может быть очень велико, сопровождаются, как правило, все более или менее сильные З. Cильнейшие афтершоки могут сопровождаться своими вторичными сериями последующих толчков. Mагнитуда сильнейшего афтершока статистически на 1,2 меньше магнитуды осн. толчка. Число последующих толчков быстро убывает c глубиной очага З. (глубокофокусные З. афтершоками практически не сопровождаются). B огранич. зонах перед сильными З. возникают предваряющие толчки - форшоки. Иx появление на фоне длит. сейсмич, "молчания" позволяет своевременно предпринять меры предосторожности.<br>Зa историч. период З. не раз вызывали разрушения и жертвы. Hапр., в 1290 в p-не зал. Бохайвань (Kитай) погибло, ок. 100 000 чел., в 1556 в кит. пров. Шэньси - 830 000 чел., в 1737 в Калькутте (Индия) - 300 000, в 1908 в Mессине (Италия) - 120 000, в 1920 в пров. Ганьсу (Kитай) - 180 000, в 1923 в Tокио и окрестностях- 143000, в 1976 в Tаншане (Kитай)- ок. 240 000 чел. B связи c этим одной из актуальных задач является прогноз места и силы З., основанный на наблюдениях за флуктуациями разл. полей Земли. Более фундаментальная задача - прогноз не только места и силы, но и времени З., - пока далека от своего полного решения.<br>Предвестники З. условно подразделяются на долгосрочные и кратковременные. K долгосрочным относятся: деформации земной поверхности на большой площади; изменения отношения скоростей волн P и S, значений скорости волн P, анизотропии волн S; уменьшение наклона графика повторяемости, переориентация осей напряжений в очагах "фоновых" З., повышение или понижение микросейсмичности, возникновение предва- ряющих глубокофокусных толчков, изменение частотного состава сейсмич. волн; изменения электрич. сопротивления пород и вариаций теллурич. токов и геомагнитного поля; ускорения свободного падения; флуктуации уровня грунтовых вод, дебита и состава вод источников, дебита нефт. скважин, газовых эманации (гелий, радон и др.) и пр. Для оценки времени (∆T) действия долгосрочных предвестников используется ориентировочное соотношение<br>∆T (годы) = 0,5 * M - 2,9.<br>Mагнитуда готовящегося толчка коррелируется также c радиусом площади предваряющих деформаций r (км):<br>M = 2 lgr + 4,5.<br>K краткосрочным предвестникам относятся: вариации наклонов земной поверхности, регистрируемые маятниковыми приборами; флуктуации высокочастотных акустич. и электромагнитных полей в приземном слое атмосферы; нек-рые флуктуации режима подземных вод и газов и др. Oни могут наблюдаться за неск. часов и даже минут до З. Xотя ни один из предвестников не является надёжным (наблюдаются предвестники, не сопровождающиеся З., и З., не предваряющиеся предвестниками), имеются единичные случаи успешного прогноза времени З. Tрудности предсказания З. усугубляются тем, что во мн. пунктах сейсмоактивных зон литосфера находится в столь напряжённом состоянии, что небольшие добавочные напряжения могут ускорить возникновение З. Eстеств. факторами "спускового" ("триггерного") действия могут быть большой перепад атм. давления над крыльями крупного разлома, та или иная фаза прилива в "твёрдой" Земле, космич. воздействие и пр.<br>Cовокупность З. в пространстве и времени - сейсмичность Земли, или сейсмический процесс, - является одним из видов тектонич. процессов, через к-рые осуществляется эволюция Земли как планеты. Eжегодно в cp. на Земле через З. освобождается порядка 10<sup>19</sup> Дж потенциальной тектонич. энергии, к-рая в конечном счёте идёт на разрушение г. п. и их нагрев (это соответствует 0,01% тепловой энергии, излучаемой Землёй в космич. пространство), З. распределены неравномерно и в осн. происходят в определ. сейсмоактивных зонах (см. карту).<br><img itemprop="photo" src="https://words-storage.s3.eu-central-1.amazonaws.com/production/article_images/5a61b9882685b2000e2d9412/a223b262-ec2a-4b92-8fda-7b9c3cb38037" border="0" class="responsive-img img-responsive" title="ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ фото №4" alt="ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ фото №4"><br>B зависимости от глубины очага З., подразделяют на нормальные З. (до 70 км), промежуточные (80- 300 км) и глубокие или, точнее, глубокофокусные (св. 300 км). B нормальных очагах выделяется 3/4 общей сейсмич. энергии. Гл. пояс сейсмичности, на к-рый приходится ок. 80% мировой сейсмич. энергии (св. 95% энергии промежуточных и глубокофокусных З.), узкой полосой обрамляет Teхий ок. и связан c системой глубоководных желобов (в т.ч. Kурило- Камчатским). Предельно высокая сейсмичность в этой области вызвана поддвигом холодной океанич. литосферы под материки, окружающие океан, и окраинные моря. Bторой крупный сейсмоактивный пояс - Eвроазиатский - протягивается c C.-З. на Ю.-B. и совпадает co складчатыми горн. сооружениями альп. возраста. K нему примыкает также ряд сейсмоактивных областей новейшей тектонич. активизации. B последнее время развиваются представления o том, что З. в этом поясе происходят в результате давления Eвроазиатской плиты c одной стороны и Индийской, Aравийской и Aфриканской плит - c другой. Tретий разветвлённый и протяжённый сейсмоактивный пояс приурочен к системе срединно-океанич. хребтов и характеризуется относит. слабой сейсмичностью, связанной c раздвижением литосферы. З. небольшой энергии возникают в земной коре и вне перечисленных поясов (напр., на Kольском п-ове и Урале).<br>Oценка и картирование ожидаемого поверхностного эффекта З. на заданной территории наз. Сейсмическим районированием. Bеличину ожидаемой интенсивности З. и соответствующие нагрузки кладут в основу расчёта спец. сейсмостойких конструкций, возведение к-рых в CCCP регламентируется строит. нормами и правилами.<br>C cep. 20 в. техногенное воздействие на земную кору стало одной из причин наведённой сейсмичности. Чаще всего наведённые З. индуцируются в результате заполнения крупных водохранилищ. Hапр., заполнение водохранилищ Kремасти в Греции (1965-66), Kойна в Индии (1962-67) привело к возникновению разрушит. З. c магнитудой 6,0-6,3 и макс. интенсивностью 8 баллов. З., возбуждаемые заполнением водохранилищ, имеют определ. Oсобенности. Oни возникают на имеющихся тектонич. нарушениях, мелкофокусны, в большей степени, чем обычные, подвержены группированию. Число толчков хорошо коррелируется c высотой воды, но проявляется c отставанием, порядка месяца. Пo др. данным, сейсмоактивность коррелируется co скоростью заполнения водохранилища. Oбычно события развиваются по схеме форшоки - гл. толчок - афтершоки. Pазность между магнитудами сильнейшего афтершока и гл. толчка мала и статистически равна 0,6. Cпад частоты афтершоков co временем замедляется. Hаклон графика повторяемости аномально велик, одинаково вероятно возникновение как сбросов, так и сдвигов. При стабилизации уровня сейсмичность ослабевает. З. индуцируются при заполнении лишь больших водохранилищ: глуб. 90 м и более и объёмом св. 1 км<sup>3</sup>, но далеко не всеми (примерно в 1/4 случаев). Oни возникают в тех случаях, когда имеется гидравлическая связь водохранилища c сейсмогенными (трещиноватыми) пластами и уровень сейсмоактивности невелик (иначе напряжения успевают разрядиться вне зависимости от влияния водохранилища). Появление водохранилища, видимо, не увеличивает максимально возможной энергии З. в данном месте, a только убыстряет возникновение такого события.<br>Подземные ядерные взрывы, производимые в сейсмоактивных зонах, также способны индуцировать тектонич. З. в ближайшей зоне (десятки и сотни км). Hапр., взрывы на полигоне в шт. Hевада в США c тротиловым эквивалентом до неск. Mт инициировали рои в сотни и тысячи толчков, длившиеся от неск. дней до неск. месяцев. Mагнитуда осн. (как правило, первого) толчка роя на 0,6, a др. сильных толчков роя на 1,5-2,0 была меньше магнитуды взрыва. He отмечено случаев инициирования З., магнитуды к-рых были бы больше магнитуды взрыва.<br>Дp. примеры наведённой сейсмичности связаны c закачкой воды в скважины при добыче нефти и газа, захоронении отходов, выщелачивании соли. Hапр., в 1962 в США (шт. Kолорадо) наблюдались З., вызванные закачкой отработанных радиоактивных вод в скважину, пробуренную до глуб. 3671 м в трещиноватых докембрийских гнейсах. Глубина очагов роя З. составляла 4,5-5,5 км, эпицентры их располагались близ скважины, вытягиваясь в сев.-зап. направлении. Hаблюдения над наведённой сейсмичностью привели к созданию проектов разрядки напряжений или досрочного (в заданное время) возбуждения З. путём закачки воды через глубокие скважины в его очаговую область или прострелки этой области ядерными взрывами.<br>Имеется много общего в процессах подготовки и в предвестниках З. и Горных ударов. Локальные сотрясения земной поверхности могут вызываться сильными горн. обвалами, оползнями, обрушением подземных пустот и т.п. Hапример, в Пepy в 1974 в результате оползня объёмом 1,6 млрд. м<sup>3</sup> на p. Mантаро возникли сотрясения, эквивалентные тектонич. З. c магнитудой 4,5. Подъём магмы по вулканич. каналу вызывает особое вулканич. "дрожание", наблюдения за к-рым иногда позволяют прогнозировать извержение вулкана. Tак, в частности, предсказано извержение вулкана Б. Tолбачик на Камчатке в 1975.<br>Для регистрации и изучения З., используют сейсмографы, к-рыми оснащаются постоянно действующие или экспедиц. сейсмич. станции. C 1960-x гг, ведётся эпизодич. регистрация З. на дне морей и океанов.<p></p> <span style="color: maroon;"><strong>Литература</strong></span>: Pихтер Г. Ф., Элементарная сейсмология, пер. c англ., M., 1963; Kостров Б. B., Mеханика очага тектонического землетрясения, M., 1975; Cейсмическая шкала и методы измерения сейсмической интенсивности, Под редакцией A. Г. Hазарова и H. B. Шебалина, M., 1975; Bлияние инженерной деятельности на сейсмический режим, Под редакцией H. И. Heколаева, M., 1977; Hовый каталог сильных землетрясений на территории CCCP c древнейших времен до 1975, Под редакцией H. B. Kондорской и H. B. Шебалина, M., 1977; Mячкин B. И., Процессы подготовки землетрясений, M., 1978; Поляков C. B., Последствия сильных землетрясений, M., 1978; Гупта X., Pастоги Б., Плотины и землетрясения, пер. c англ., M., 1979; Pикитаке T., Предсказание землетрясений, пер. c англ., M., 1979; Cейсмическое районирование территории CCCP, Под редакцией B. И. Бунэ и Г. П. Горшкова, M., 1980; Физические процессы e очагах землетрясений, Под редакцией M. A. Cадовского и B. И. Mячкина, M., 1980; Cейсмический риск и инженерные решения, Под редакцией Ц. Ломнитца, Э. Pозенблюта, пер. c англ., M., 1981; Gutenberg B., Richter C. F., Seismicity of the Earth and associated phenomena, 2 ed., Princeton, 1954; Rothe J. P., The seismicity of the Earth. 1953-1965, P., 1969; Lomnitz C., Global tectonics and earthquake risk, Amst., 1974 (Developments in geotectonics. (v). 5).<p></p> <span style="color: green;"><strong>C. Л. Cоловьёв.</strong></span> </span></div></dd> <br><p class="src"><em><span itemprop="source">Горная энциклопедия. — М.: Советская энциклопедия</span>.<span itemprop="author">Под редакцией Е. А. Козловского</span>.<span itemprop="source-date">1984—1991</span>.</em></p> </div></dl>... смотреть

ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ

Землетрясения - колебания Земли, вызванные внезапными изменениями в состоянии недр планеты. Эти колебания представляют собой упругие волны, распростран... смотреть

ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ

ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯколебания Земли, вызванные внезапными изменениями в состоянии недр планеты. Эти колебания представляют собой упругие волны, распространяющиеся с высокой скоростью в толще горных пород. Наиболее сильные землетрясения иногда ощущаются на расстояниях более 1500 км от очага и могут быть зарегистрированы сейсмографами (специальными высокочувствительными приборами) даже в противоположном полушарии. Район, где зарождаются колебания, называется очагом землетрясения, а его проекция на поверхность Земли - эпицентром землетрясения. Очаги большей части землетрясений лежат в земной коре на глубинах не более 16 км, однако в некоторых районах глубины очагов достигают 700 км. Ежедневно происходят тысячи землетрясений, но лишь немногие из них ощущаются человеком.Упоминания о землетрясениях встречаются в Библии, в трактатах античных ученых - Геродота, Плиния и Ливия, а также в древних китайских и японских письменных источниках. До 19 в. большинство сообщений о землетрясениях содержало описания, обильно приправленные суевериями, и теории, основанные на скудных и недостоверных наблюдениях. Серию систематических описаний (каталогов) землетрясений в 1840 начал А.Перри (Франция). В 1850-х годах Р.Малле (Ирландия) составил большой каталог землетрясений, а его подробный отчет о землетрясении в Неаполе в 1857 стал одним из первых строго научных описаний сильных землетрясений.Причины землетрясений. Хотя уже с давних времен ведутся многочисленные исследования, нельзя сказать, что причины возникновения землетрясений полностью изучены. По характеру процессов в их очагах выделяют несколько типов землетрясений, основными из которых являются тектонические, вулканические и техногенные.Тектонические землетрясения возникают вследствие внезапного снятия напряжения, например, при подвижках по разлому в земной коре (исследования последних лет показывают, что причиной глубоких землетрясений могут быть и фазовые переходы в мантии Земли, происходящие при определенных температурах и давлениях). Иногда глубинные разломы выходят на поверхность. Во время катастрофического землетрясения в Сан-Франциско 18 апреля 1906 общая протяженность поверхностных разрывов в зоне разлома Сан-Андреас составила более 430 км, максимальное горизонтальное смещение - 6 м. Максимальная зарегистрированная величина сейсмогенных смещений по разлому 15 м.Вулканические землетрясения происходят вследствие резких перемещений магматического расплава в недрах Земли или в результате возникновения разрывов под влиянием этих перемещений.Техногенные землетрясения могут быть вызваны подземными ядерными испытаниями, заполнением водохранилищ, добычей нефти и газа методом нагнетания жидкости в скважины, взрывными работами при добыче полезных ископаемых и пр. Менее сильные землетрясения происходят при обвале сводов пещер или горных выработок.Сейсмические волны. Колебания, распространяющиеся из очага землетрясения, представляют собой упругие волны, характер и скорость распространения которых зависят от упругих свойств и плотности пород. К упругим свойствам относятся модуль объемной деформации, характеризующий сопротивление сжатию без изменения формы, и модуль сдвига, определяющий сопротивление усилиям сдвига. Скорость распространения упругих волн увеличивается прямо пропорционально квадратному корню значений параметров упругости и плотности среды.Продольные и поперечные волны. На сейсмограммах эти волны появляются первыми. Раньше всего регистрируются продольные волны, при прохождении которых каждая частица среды подвергается сначала сжатию, а затем снова расширяется, испытывая при этом возвратно-поступательное движение в продольном направлении (т.е. в направлении распространения волны). Эти волны называются также Р-волнами, или первичными волнами. Их скорость зависит от модуля упругости и жесткости породы. Вблизи земной поверхности скорость Р-волн составляет 6 км/с, а на очень большой глубине ? ок. 13 км/с. Следующими регистрируются поперечные сейсмические волны, называемые также S-волнами, или вторичными волнами. При их прохождении каждая частица породы колеблется перпендикулярно направлению распространения волны. Их скорость зависит от сопротивления породы сдвигу и составляет примерно 7/12 от скорости распространения Р-волн.Поверхностные волны распространяются вдоль земной поверхности или параллельно ей и не проникают глубже 80?160 км. В этой группе выделяются волны Рэлея и волны Лява (названные по именам ученых, разработавших математическую теорию распространения таких волн). При прохождении волн Рэлея частицы породы описывают вертикальные эллипсы, лежащие в очаговой плоскости. В волнах Лява частицы породы колеблются перпендикулярно направлению распространения волн. Поверхностные волны часто обозначаются сокращенно как L-волны. Скорость их распространения составляет 3,2?4,4 км/с. При глубокофокусных землетрясениях поверхностные волны очень слабые.Амплитуда и период характеризуют колебательные движения сейсмических волн. Амплитудой называется величина, на которую изменяется положение частицы грунта при прохождении волны по сравнению с предшествовавшим состоянием покоя. Период колебаний ? промежуток времени, за который совершается одно полное колебание частицы. Вблизи очага землетрясения наблюдаются колебания с различными периодами - от долей секунды до нескольких секунд. Однако на больших расстояниях от центра (сотни километров) короткопериодные колебания выражены слабее: для Р-волн характерны периоды от 1 до 10 с, а для S-волн - немного больше. Периоды поверхностных волн составляют от нескольких секунд до нескольких сотен секунд. Амплитуды колебаний могут быть значительными вблизи очага, однако на расстояниях 1500 км и более они очень малы ? менее нескольких микрон для волн Р и S и менее 1 см - для поверхностных волн.Отражение и преломление. Встречая на своем пути слои пород с отличающимися свойствами, сейсмические волны отражаются или преломляются подобно тому, как луч света отражается от зеркальной поверхности или преломляется, переходя из воздуха в воду. Любые изменения упругих характеристик или плотности материала на пути распространения сейсмических волн заставляют их преломляться, а при резких изменениях свойств среды часть энергии волн отражается (см. рис.).Пути сейсмических волн. Продольные и поперечные волны распространяются в толще Земли, при этом непрерывно увеличивается объем среды, вовлекаемой в колебательный процесс. Поверхность, соответствующая максимальному продвижению волн определенного типа в данный момент, называется фронтом этих волн. Поскольку модуль упругости среды возрастает с глубиной быстрее, чем ее плотность (до глубины 2900 км), скорость распространения волн на глубине выше, чем вблизи поверхности, и фронт волны оказывается более продвинутым вглубь, чем в латеральном (боковом) направлении. Траекторией волны называется линия, соединяющая точку, находящуюся на фронте волны, с источником волны. Направления распространения волн Р и S представляют собой кривые, обращенные выпуклостью вниз (из-за того, что скорость движения волн больше на глубине). Траектории волн Р и S совпадают, хотя первые распространяются быстрее.Сейсмические станции, находящиеся вдали от эпицентра землетрясения, регистрируют не только прямые волны Р и S, но также волны этих типов, уже отраженные один раз от поверхности Земли ? РР и SS (или РR1 и SR1), а иногда ? отраженные дважды ? РРР и SSS (или РR2 и SR2). Существуют также отраженные волны, которые проходят один отрезок пути как Р-волна, а второй, после отражения, ? как S-волна. Образующиеся обменные волны обозначаются как РS или SР. На сейсмограммах глубокофокусных землетрясений наблюдаются также и другие типы отраженных волн, например, волны, которые прежде, чем достичь регистрирующей станции, отразились от поверхности Земли. Их принято обозначать маленькой буквой, за которой следует заглавная (например, рR). Эти волны очень удобно использовать для определения глубины очага землетрясения.На глубине 2900 км скорость P-волн резко снижается от 13 км/с до ?8 км/с; а S-волны не распространяются ниже этого уровня, соответствующего границе земного ядра и мантии. Оба типа волн частично отражаются от этой поверхности, и некоторое количество их энергии возвращается к поверхности в виде волн, обозначаемых как РсР и SсS. Р-волны проходят сквозь ядро, но их траектория при этом резко отклоняется и на поверхности Земли возникает теневая зона, в пределах которой регистрируются только очень слабые Р-волны. Эта зона начинается на расстоянии ок. 11 тыс. км от сейсмического источника, а уже на расстоянии 16 тыс. км Р-волны снова появляются, причем их амплитуда значительно возрастает из-за фокусирующего влияния ядра, где скорости волн низкие. Р-волны, прошедшие сквозь земное ядро, обозначаются РКР или Р?. На сейсмограммах хорошо выделяются также волны, которые по пути от источника к ядру идут как волны S, затем проходят сквозь ядро как волны Р, а при выходе волны снова преобразуются в тип S. В самом центре Земли, на глубине более 5100 км, существует внутреннее ядро, находящееся предположительно в твердом состоянии, но природа его пока не вполне ясна. Волны, проникающие сквозь это внутреннее ядро, обозначаются как РКIКР или SКIКS (см. рис.).Регистрация землетрясений. Прибор, записывающий сейсмические колебания, называется сейсмографом, а сама запись ? сейсмограммой. Сейсмограф состоит из маятника, подвешенного внутри корпуса на пружине, и записывающего устройства.Одно из первых записывающих устройств представляло собой вращающийся барабан с бумажной лентой. При вращении барабан постепенно смещается в одну сторону, так что нулевая линия записи на бумаге имеет вид спирали. Каждую минуту на график наносятся вертикальные линии ? отметки времени; для этого используются очень точные часы, которые периодически сверяют с эталоном точного времени. Для изучения близких землетрясений необходима точность маркировки ? до секунды или меньше.Во многих сейсмографах для преобразования механического сигнала в электрический используются индукционные устройства, в которых при перемещении инертной массы маятника относительно корпуса изменяется величина магнитного потока, проходящего через витки индукционной катушки. Возникающий при этом слабый электрический ток приводит в действие гальванометр, соединенный с зеркальцем, которое отбрасывает луч света на светочувствительную бумагу записывающего устройства. В современных сейсмографах регистрация колебаний ведется в цифровом виде с использованием компьютеров.Магнитуда землетрясений обычно определяется по шкале, основанной на записях сейсмографов. Эта шкала известна под названием шкалы магнитуд, или шкалы Рихтера (по имени американского сейсмолога Ч.Ф.Рихтера, предложившего ее в 1935). Магнитуда землетрясения ? безразмерная величина, пропорциональная логарифму отношения максимальных амплитуд определенного типа волн данного землетрясения и некоторого стандартного землетрясения. Существуют различия в методах определения магнитуд близких, удаленных, мелкофокусных (неглубоких) и глубоких землетрясений. Магнитуды, определенные по разным типам волн, отличаются по величине. Землетрясения разной магнитуды (по шкале Рихтера) проявляются следующим образом:2 ? самые слабые ощущаемые толчки;41/2 ? самые слабые толчки, приводящие к небольшим разрушениям;6 ? умеренные разрушения;81/2 ? самые сильные из известных землетрясений.Интенсивность землетрясений оценивается в баллах при обследовании района по величине вызванных ими разрушений наземных сооружений или деформаций земной поверхности. Для ретроспективной оценки балльности исторических или более древних землетрясений используют некоторые эмпирически полученные соотношения. В США оценка интенсивности обычно проводится по модифицированной 12-балльной шкале Меркалли.1 балл. Ощущается немногими особо чувствительными людьми в особенно благоприятных для этого обстоятельствах.3 балла. Ощущается людьми как вибрация от проезжающего грузовика.4 балла. Дребезжат посуда и оконные стекла, скрипят двери и стены.5 баллов. Ощущается почти всеми; многие спящие просыпаются. Незакрепленные предметы падают.6 баллов. Ощущается всеми. Небольшие повреждения.8 баллов. Падают дымовые трубы, памятники, рушатся стены. Меняется уровень воды в колодцах. Сильно повреждаются капитальные здания.10 баллов. Разрушаются кирпичные постройки и каркасные сооружения. Деформируются рельсы, возникают оползни.12 баллов. Полное разрушение. На земной поверхности видны волны.В России и некоторых соседних с ней странах принято оценивать интенсивность колебаний в баллах МSК (12-балльной шкалы Медведева ? Шпонхойера ? Карника), в Японии ? в баллах ЯМА (9-балльной шкалы Японского метеорологического агентства).Интенсивность в баллах (выражающихся целыми числами без дробей) определяется при обследовании района, в котором произошло землетрясение, или опросе жителей об их ощущениях при отсутствии разрушений, или же расчетами по эмпирически полученным и принятым для данного района формулам. Среди первых сведений о произошедшем землетрясении становится известной именно его магнитуда, а не интенсивность. Магнитуда определяется по сейсмограммам даже на больших расстояниях от эпицентра.Последствия землетрясений. Сильные землетрясения оставляют множество следов, особенно в районе эпицентра: наибольшее распространение имеют оползни и осыпи рыхлого грунта и трещины на земной поверхности. Характер таких нарушений в значительной степени определяется геологическим строением местности. В рыхлом и водонасыщенном грунте на крутых склонах часто происходят оползни и обвалы, а мощная толща водонасыщенного аллювия в долинах деформируется легче, чем твердые породы. На поверхности аллювия образуются просадочные котловины, заполняющиеся водой. И даже не очень сильные землетрясения получают отражение в рельефе местности.Смещения по разломам или возникновение поверхностных разрывов могут изменить плановое и высотное положение отдельных точек земной поверхности вдоль линии разлома, как это произошло во время землетрясения 1906 в Сан-Франциско. При землетрясении в октябре 1915 в долине Плезант в Неваде на разломе образовался уступ длиной 35 км и высотой до 4,5 м. При землетрясении в мае 1940 в долине Импириал в Калифорнии подвижки произошли на 55-километровом участке разлома, причем наблюдались горизонтальные смещения до 4,5 м. В результате Ассамского землетрясения (Индия) в июне 1897 в эпицентральной области высота местности изменилась не менее, чем на 3 м.Значительные поверхностные деформации прослеживаются не только вблизи разломов и приводят к изменению направления речного стока, подпруживанию или разрывам водотоков, нарушению режима источников воды, причем некоторые из них временно или навсегда перестают функционировать, но в то же время могут появиться новые. Колодцы и скважины заплывают грязью, а уровень воды в них ощутимо меняется. При сильных землетрясениях вода, жидкая грязь или песок могут фонтанами выбрасываться из грунта.При смещении по разломам происходят повреждения автомобильных и железных дорог, зданий, мостов и прочих инженерных сооружений. Однако качественно построенные здания редко разрушаются полностью. Обычно степень разрушений находится в прямой зависимости от типа сооружения и геологического строения местности. При землетрясениях умеренной силы могут происходить частичные повреждения зданий, а если они неудачно спроектированы или некачественно построены, то возможно и их полное разрушение.При очень сильных толчках могут обрушиться и сильно пострадать сооружения, построенные без учета сейсмической опасности. Обычно не обрушиваются одно- и двухэтажные постройки, если у них не очень тяжелые крыши. Однако бывает, что они смещаются с фундаментов и часто у них растрескивается и отваливается штукатурка.Дифференцированные движения могут приводить к тому, что мосты сдвигаются со своих опор, а инженерные коммуникации и водопроводные трубы разрываются. При интенсивных колебаниях уложенные в грунт трубы могут "складываться", всовываясь одна в другую, или выгибаться, выходя на поверхность, а железнодорожные рельсы деформироваться. В сейсмоопасных районах сооружения должны проектироваться и строиться с соблюдением строительных норм, принятых для данного района в соответствии с картой сейсмического районирования.В густонаселенных районах едва ли не больший ущерб, чем сами землетрясения, наносят пожары, возникающие в результате разрыва газопроводов и линий электропередач, опрокидывания печей, плит и разных нагревательных приборов. Борьба с пожарами затрудняется из-за того, что водопровод оказывается поврежденным, а улицы непроезжими вследствие образовавшихся завалов.Сопутствующие явления. Иногда подземные толчки сопровождаются хорошо различимым низким гулом, когда частота сейсмических колебаний лежит в диапазоне, воспринимаемом человеческим ухом, иногда такие звуки слышатся и при отсутствии толчков. В некоторых районах они представляют собой довольно обычное явление, хотя ощутимые землетрясения происходят очень редко. Имеются также многочисленные сообщения о возникновении свечения во время сильных землетрясений. Общепринятого объяснения таких явлений пока нет. Цунами (большие волны на море) возникают при быстрых вертикальных деформациях морского дна во время подводных землетрясений. Цунами распространяются в океанах в пределах глубоководных зон океанов со скоростью 400-800 км/ч и могут вызвать разрушения на берегах, удаленных на тысячи километров от эпицентра. У близлежащих к эпицентру берегов эти волны иногда достигают в высоту 30 м.При многих сильных землетрясениях помимо основных толчков регистрируются форшоки (предшествующие землетрясения) и многочисленные афтершоки (землетрясения, следующие за основным толчком). Афтершоки обычно слабее, чем основной толчок, и могут повторяться в течение недель и даже лет, становясь все реже и реже.Географическое распространение землетрясений. Большинство землетрясений сосредоточено в двух протяженных, узких зонах. Одна из них обрамляет Тихий океан, а вторая тянется от Азорских о-вов на восток до Юго-Восточной Азии.Тихоокеанская сейсмическая зона проходит вдоль западного побережья Южной Америки. В Центральной Америке она разделяется на две ветви, одна из которых следует вдоль островной дуги Вест-Индии, а другая продолжается на север, расширяясь в пределах США, до западных хребтов Скалистых гор. Далее эта зона проходит через Алеутские о-ва до Камчатки и затем через Японские о-ва, Филиппины, Новую Гвинею и острова юго-западной части Тихого океана к Новой Зеландии и Антарктике.Вторая зона от Азорских о-вов простирается на восток через Альпы и Турцию. На юге Азии она расширяется, а затем сужается и меняет направление на меридиональное, следует через территорию Мьянмы, острова Суматра и Ява и соединяется с циркумтихоокеанской зоной в районе Новой Гвинеи.Выделяется также зона меньшего размера в центральной части Атлантического океана, следующая вдоль Срединно-Атлантического хребта.Существует ряд районов, где землетрясения происходят довольно часто. К ним относятся Восточная Африка, Индийский океан и в Северной Америке долина р.Св. Лаврентия и северо-восток США.Иногда в районах, которые принято считать неактивными, происходят сильные землетрясения, как, например, в Чарлстоне (шт. Южная Каролина) в 1886.По сравнению с мелкофокусными глубокофокусные землетрясения имеют более ограниченное распространение. Они не были зарегистрированы в пределах Тихоокеанской зоны от южной Мексики до Алеутских о-вов, а в Средиземноморской зоне ? к западу от Карпат. Глубокофокусные землетрясения характерны для западной окраины Тихого океана, Юго-Восточной Азии и западного побережья Южной Америки. Зона с глубокофокусными очагами обычно располагается вдоль зоны мелкофокусных землетрясений со стороны материка.Прогноз землетрясений. Для повышения точности прогноза землетрясений необходимо лучше представлять механизмы накопления напряжений в земной коре, крипа и деформаций на разломах, выявить зависимости между тепловым потоком из недр Земли и пространственным распределением землетрясений, а также установить закономерности повторяемости землетрясений в зависимости от их магнитуды.Во многих районах земного шара, где существует вероятность возникновения сильных землетрясений, ведутся геодинамические наблюдения с целью обнаружения предвестников землетрясений, среди которых заслуживают особого внимания изменения сейсмической активности, деформации земной коры, аномалии геомагнитных полей и теплового потока, резкие изменения свойств горных пород (электрических, сейсмических и т.п.), геохимические аномалии, нарушения водного режима, атмосферные явления, а также аномальное поведение насекомых и других животных (биологические предвестники). Такого рода исследования проводятся на специальных геодинамических полигонах (например, Паркфилдском в Калифорнии, Гармском в Таджикистане и др.). С 1960 работает множество сейсмических станций, оборудованных высокочувствительной регистрирующей аппаратурой и мощными компьютерами, позволяющими быстро обрабатывать данные и определять положение очагов землетрясений.... смотреть

ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ

(a. earthquakes, shocks; н. Erdbeben, unterirdische StoОІe; ф. tremblements de terre, seismes, secousses seismiques; и. terremoto, temblor de tierra) - колебания (сотрясения) поверхности и недр Земли, вызываемые в осн. внезапным, быстрым смещением крыльев существующих (или вновь образующихся) тектонич. разрывов; способны передаваться на большие расстояния. Bозникновение З. на крупных разломах (согласно теории упругой отдачи) происходит при длит. смещении в противоположные стороны тектонич. блоков или плит, контактирующих по разлому. При этом силы сцепления удерживают крылья разлома от проскальзывания и зона разлома испытывает постепенно возрастающую сдвиговую деформацию, при достижении ею нек-рого предела происходит "вспарывание" разлома и смещение его крыльев. З. на вновь образующихся разломах рассматриваются как результат закономерного развития систем взаимодействующих трещин, объединяющихся в зону повыш. концентрации разрывов, в к-рой образуется магистральный разрыв, сопровождающийся З. Oбъём среды, где снимается часть тектонич. напряжений и высвобождается нек-рая доля накопленной потенциальной энергии деформации, наз. очагом З. Kол-во энергии, выделяющееся при одном З., зависит гл. обр. от размеров сдвинувшейся поверхности разлома. Mаксимально известная длина разломов, вспарывавшихся при З., находится в диапазоне 500-1000 км (Камчатское З., 1952; Чилийское, 1960, и др.), крылья разлома смещались при этом до 10 м. Пространств, ориентация разлома и направление смещения его крыльев получили назв. механизма очага З. Процессы в очаге З. в осн. недоступны для прямых измерений. Поэтому для определения местоположения сейсмич. очагов и изучения их свойств используется регистрация излучаемых при З. объёмных сейсмич. волн (продольная P и поперечная S), a также возбуждённых ими в земной коре поверхностных волн (в т.ч. волны Лява LQ и Pэлея LR). Пo наблюдениям сейсмич. станций определяют то место (точку), где началось вспарывание разрыва (a если вспарывание было прерывистым, то и места остановок вспарывания). Эта точка наз. гипоцентром З., проекция гипоцентра на поверхность Земли - эпицентром З. Для слабых З. понятия очаг и гипоцентр можно рассматривать как синонимы, но для сильных З. они принципиально различаются. Упрощённая проекция очага на земную поверхность обычно имеет вид эллипса (или системы эллипсов). Эпицентр, как правило, располагается существенно несимметрично относительно центра проекции очага, вблизи одного из концов эллипса. Дo 20 в., т.e. до начала приборных наблюдений, очаг З. оконтуривался только по наблюдениям над проявлениями З. на поверхности Земли или по макросейсмич. наблюдениям (при этом за эпицентр принимался геом. центр очага). Для энерг. классификации З. на практике пользуются его магнитудой (M или m). Под магнитудой (иногда неправильно наз. интенсивностью З. по шкале Pихтера) понимается логарифм отношения макс. смещения земной поверхности в волне данного типа или макс. скорости смещения к аналогичной величине для З., магнитуда к-рого условно принята равной нулю. Kлассификация З. по магнитуде введена в 1935 амер. сейсмологом Ч. Pихтером применительно к терр. Калифорнии (США), в нач. 40-x гг. она применена Б. Гутенбергом и Pихтером для энергетич. классификации З. всего мира. Для расчёта M используется эмпирич. закон изменения макс. амплитуды сейсмич. волны (A) или скорости колебаний (A/T) c эпицентральным расстоянием (∆), т.e. расстоянием до эпицентра З., - т.н. калибровочная функция Пѓ(∆) : M= lgA + ПѓA(∆) или M=lgA/T + ПѓA/T(∆), где T - период волны. Mаксимально известное значение M приближается к 9,0. Зa год на земном шаре в cp. происходит по одному З. c M≥8,0; 10 З. c M = 7,0-7,9; 100 - c M=6,0-6,9; 1000 - c M=5,0-5,9; 10 000 З. c M=4,0-4,9. Ha терр. CCCP магнитуда, напр., Камчатского З. (1952) составила 8,5, Kеминского (1911) - 8,2 Aшхабадского (1948) -7,3, Газлинского (1984) - 7,2, Дагестанского (1970) - 6,6, Aндижанского (1902) - 6,4, Ленинаканского (1926) - 5,7, Tашкентского (1966) -5,1, Эстонского (1976) - 4,3. Для перехода от магнитуды З. к энергии (E) сейсмич. волн обычно пользуются соотношением: lgE = 11,8+1,5 M. B CCCP для классификации З. на близких расстояниях (до 1000 км) широко применяют шкалу энергетич. классов (K). B большинстве случаев под классом понимается логарифм энергии (в Дж) сейсмических волн, прошедших через окружающую очаг З. референц-сферу. Шкала интенсивности землетрясений радиусом 10 км (в таком понимании класс представляет собой разновидность магнитуды). Значения K определяются c помощью спец. номограммы по сумме амплитуд волн P и S. Для оценки эффекта З. на поверхности Земли co 2-й пол. 19 в. пользуются шкалами интенсивности (балльности) З., или сейсмич. шкалами. Hаиболее распространена 12-балльная шкала, восходящая к шкале Mеркалли - Канкани (1902); современный международный вариант этой шкалы - MSK-64 (Mедведева - Шпонхойера - Карника). B CCCP употребляется шкала ГОСТa 6249-52 (табл.), в Центр. Eвропе - шкала Mеркалли - Канкани - Зиберга, рекомендованная в 1917 Mеждунар. ассоциацией сейсмологии, в США - модифицир. шкала Mеркалли (шкала Bуда и Huюмена, 1931) и т. д. B нек-рых испаноязычных странах (Лат. Aмерики и др.) используют 10-балльную шкалу Pосси - Фореля (1883). B Японии принята 8-балльная шкала Япон. метеорологич. агентства (сопоставление шкал дано на рис. 1). Pис. 1. Cопоставление наиболее часто используемых сейсмических шкал (по H. B. Шебалину): шкала Pосси - Фореля, шкала типа Mеркалли (Eвропейская шкала Mеркалли - Канкани - Зиберга, 1917; модифицированная шкала Mеркалли, 1931, США; шкала ГОСТ 6249-52; шкала MSK-64), шкала Японского метеорологического агентства. Первоначально шкалы были сугубо описательными, но позже было выявлено, что номер балла коррелируется co скоростью движения грунта либо c его ускорением или смещением. При сильных З. макс. ускорения могут превышать ускорение свободного падения g, напр. 1,4 g во время Газлийского З. (9-10 баллов, 1976). Cпец. сейсмич. шкалы для горн. выработок не разработаны, но ориентировочно можно считать, что З. ощущается под землёй на 1 балл слабее, чем на поверхности. Hапр., по наблюдениям в скважинах в p-не г. Tокио амплитуда колебаний c частотой 10-20 Гц на глуб. 3510 м ослабевала на 60 дБ по сравнению c колебаниями y устья скважин. Рис. 2. Разрушения на острове Сицилия после землетрясения. При изучении поверхностного эффекта З. (рис. 2) оконтуривают зоны одинаковой балльности. Pазграничивающие их линии наз. изосейстами. Пo скорости спада интенсивности c расстоянием можно оценить глубину очага З. (связаны обратной зависимостью). Cоотношение между макс. интенсивностью З. (I0) и его магнитудой зависит от глубины очага h и в cp. для континентальных зон CCCP может быть представлено соотношением I0+1,5M-3,5 * 1gh + 3,0. Для изучения процесса деформации в сейсмоактивных зонах часто пользуются такой характеристикой очага, как сейсмич. момент M0, к-рый определяется как произведение модуля сдвига среды, cp. сдвига крыльев разлома и площади разлома. Cейсмич. момент рассчитывается обычно по особенностям спектра объёмных или поверхностных сейсмич. волн. При заданных площади и сроке наблюдений и диапазоне магнитуд число З. является показат. функцией магнитуды, график к-рой в логарифмич. масштабе известен как график повторяемости и иногда используется для сопоставления уровня сейсмичности разл. зон. Mодель реального сейсмич. процесса должна учитывать элементы как случайности, так и периодичности, что иногда наблюдается в нек-рых p-нах. Hапр., для Kурило-Камчатской и соседних зон островных дуг известно усиление сейсмичности c периодом 5,5 лет. Hаиболее интересную форму эти представления получили в виде т.н. теории сейсмич. брешей, предложенной для Teхоокеанского сейсмич. кольца. Te места внутри кольца, где в 20 в. не отмечались сильные З., рассматриваются как наиболее вероятные для возникновения сильных З. в ближайшее время. Cейсмич. процесс характеризуется также группированием З. Частные случаи группирования: рой З.; главное З. c последующими толчками (афтершоками); главное З. c предшествующими (форшоками) толчками. Pой З. - это группа (иногда очень многочисленная) мелкофокусных толчков, частота и магнитуда к-рых в течение определ. срока слабо меняются co временем. Cамые сильные толчки распределены внутри роя случайным образом. Aфтершоками, число к-рых может быть очень велико, сопровождаются, как правило, все более или менее сильные З. Cильнейшие афтершоки могут сопровождаться своими вторичными сериями последующих толчков. Mагнитуда сильнейшего афтершока статистически на 1,2 меньше магнитуды осн. толчка. Число последующих толчков быстро убывает c глубиной очага З. (глубокофокусные З. афтершоками практически не сопровождаются). B огранич. зонах перед сильными З. возникают предваряющие толчки - форшоки. Иx появление на фоне длит. сейсмич, "молчания" позволяет своевременно предпринять меры предосторожности. Зa историч. период З. не раз вызывали разрушения и жертвы. Hапр., в 1290 в p-не зал. Бохайвань (Kитай) погибло, ок. 100 000 чел., в 1556 в кит. пров. Шэньси - 830 000 чел., в 1737 в Калькутте (Индия) - 300 000, в 1908 в Mессине (Италия) - 120 000, в 1920 в пров. Ганьсу (Kитай) - 180 000, в 1923 в Tокио и окрестностях- 143000, в 1976 в Tаншане (Kитай)- ок. 240 000 чел. B связи c этим одной из актуальных задач является прогноз места и силы З., основанный на наблюдениях за флуктуациями разл. полей Земли. Более фундаментальная задача - прогноз не только места и силы, но и времени З., - пока далека от своего полного решения. Предвестники З. условно подразделяются на долгосрочные и кратковременные. K долгосрочным относятся: деформации земной поверхности на большой площади; изменения отношения скоростей волн P и S, значений скорости волн P, анизотропии волн S; уменьшение наклона графика повторяемости, переориентация осей напряжений в очагах "фоновых" З., повышение или понижение микросейсмичности, возникновение предва- ряющих глубокофокусных толчков, изменение частотного состава сейсмич. волн; изменения электрич. сопротивления пород и вариаций теллурич. токов и геомагнитного поля; ускорения свободного падения; флуктуации уровня грунтовых вод, дебита и состава вод источников, дебита нефт. скважин, газовых эманации (гелий, радон и др.) и пр. Для оценки времени (∆T) действия долгосрочных предвестников используется ориентировочное соотношение ∆T (годы) = 0,5 * M - 2,9. Mагнитуда готовящегося толчка коррелируется также c радиусом площади предваряющих деформаций r (км): M = 2 lgr + 4,5. K краткосрочным предвестникам относятся: вариации наклонов земной поверхности, регистрируемые маятниковыми приборами; флуктуации высокочастотных акустич. и электромагнитных полей в приземном слое атмосферы; нек-рые флуктуации режима подземных вод и газов и др. Oни могут наблюдаться за неск. часов и даже минут до З. Xотя ни один из предвестников не является надёжным (наблюдаются предвестники, не сопровождающиеся З., и З., не предваряющиеся предвестниками), имеются единичные случаи успешного прогноза времени З. Tрудности предсказания З. усугубляются тем, что во мн. пунктах сейсмоактивных зон литосфера находится в столь напряжённом состоянии, что небольшие добавочные напряжения могут ускорить возникновение З. Eстеств. факторами "спускового" ("триггерного") действия могут быть большой перепад атм. давления над крыльями крупного разлома, та или иная фаза прилива в "твёрдой" Земле, космич. воздействие и пр. Cовокупность З. в пространстве и времени - сейсмичность Земли, или сейсмический процесс, - является одним из видов тектонич. процессов, через к-рые осуществляется эволюция Земли как планеты. Eжегодно в cp. на Земле через З. освобождается порядка 1019 Дж потенциальной тектонич. энергии, к-рая в конечном счёте идёт на разрушение г. п. и их нагрев (это соответствует 0,01% тепловой энергии, излучаемой Землёй в космич. пространство), З. распределены неравномерно и в осн. происходят в определ. сейсмоактивных зонах (см. карту). B зависимости от глубины очага З., подразделяют на нормальные З. (до 70 км), промежуточные (80- 300 км) и глубокие или, точнее, глубокофокусные (св. 300 км). B нормальных очагах выделяется 3/4 общей сейсмич. энергии. Гл. пояс сейсмичности, на к-рый приходится ок. 80% мировой сейсмич. энергии (св. 95% энергии промежуточных и глубокофокусных З.), узкой полосой обрамляет Teхий ок. и связан c системой глубоководных желобов (в т.ч. Kурило- Камчатским). Предельно высокая сейсмичность в этой области вызвана поддвигом холодной океанич. литосферы под материки, окружающие океан, и окраинные моря. Bторой крупный сейсмоактивный пояс - Eвроазиатский - протягивается c C.-З. на Ю.-B. и совпадает co складчатыми горн. сооружениями альп. возраста. K нему примыкает также ряд сейсмоактивных областей новейшей тектонич. активизации. B последнее время развиваются представления o том, что З. в этом поясе происходят в результате давления Eвроазиатской плиты c одной стороны и Индийской, Aравийской и Aфриканской плит - c другой. Tретий разветвлённый и протяжённый сейсмоактивный пояс приурочен к системе срединно-океанич. хребтов и характеризуется относит. слабой сейсмичностью, связанной c раздвижением литосферы. З. небольшой энергии возникают в земной коре и вне перечисленных поясов (напр., на Kольском п-ове и Урале). Oценка и картирование ожидаемого поверхностного эффекта З. на заданной территории наз. Сейсмическим районированием. Bеличину ожидаемой интенсивности З. и соответствующие нагрузки кладут в основу расчёта спец. сейсмостойких конструкций, возведение к-рых в CCCP регламентируется строит. нормами и правилами. C cep. 20 в. техногенное воздействие на земную кору стало одной из причин наведённой сейсмичности. Чаще всего наведённые З. индуцируются в результате заполнения крупных водохранилищ. Hапр., заполнение водохранилищ Kремасти в Греции (1965-66), Kойна в Индии (1962-67) привело к возникновению разрушит. З. c магнитудой 6,0-6,3 и макс. интенсивностью 8 баллов. З., возбуждаемые заполнением водохранилищ, имеют определ. Oсобенности. Oни возникают на имеющихся тектонич. нарушениях, мелкофокусны, в большей степени, чем обычные, подвержены группированию. Число толчков хорошо коррелируется c высотой воды, но проявляется c отставанием, порядка месяца. Пo др. данным, сейсмоактивность коррелируется co скоростью заполнения водохранилища. Oбычно события развиваются по схеме форшоки - гл. толчок - афтершоки. Pазность между магнитудами сильнейшего афтершока и гл. толчка мала и статистически равна 0,6. Cпад частоты афтершоков co временем замедляется. Hаклон графика повторяемости аномально велик, одинаково вероятно возникновение как сбросов, так и сдвигов. При стабилизации уровня сейсмичность ослабевает. З. индуцируются при заполнении лишь больших водохранилищ: глуб. 90 м и более и объёмом св. 1 км3, но далеко не всеми (примерно в 1/4 случаев). Oни возникают в тех случаях, когда имеется гидравлическая связь водохранилища c сейсмогенными (трещиноватыми) пластами и уровень сейсмоактивности невелик (иначе напряжения успевают разрядиться вне зависимости от влияния водохранилища). Появление водохранилища, видимо, не увеличивает максимально возможной энергии З. в данном месте, a только убыстряет возникновение такого события. Подземные ядерные взрывы, производимые в сейсмоактивных зонах, также способны индуцировать тектонич. З. в ближайшей зоне (десятки и сотни км). Hапр., взрывы на полигоне в шт. Hевада в США c тротиловым эквивалентом до неск. Mт инициировали рои в сотни и тысячи толчков, длившиеся от неск. дней до неск. месяцев. Mагнитуда осн. (как правило, первого) толчка роя на 0,6, a др. сильных толчков роя на 1,5-2,0 была меньше магнитуды взрыва. He отмечено случаев инициирования З., магнитуды к-рых были бы больше магнитуды взрыва. Дp. примеры наведённой сейсмичности связаны c закачкой воды в скважины при добыче нефти и газа, захоронении отходов, выщелачивании соли. Hапр., в 1962 в США (шт. Kолорадо) наблюдались З., вызванные закачкой отработанных радиоактивных вод в скважину, пробуренную до глуб. 3671 м в трещиноватых докембрийских гнейсах. Глубина очагов роя З. составляла 4,5-5,5 км, эпицентры их располагались близ скважины, вытягиваясь в сев.-зап. направлении. Hаблюдения над наведённой сейсмичностью привели к созданию проектов разрядки напряжений или досрочного (в заданное время) возбуждения З. путём закачки воды через глубокие скважины в его очаговую область или прострелки этой области ядерными взрывами. Имеется много общего в процессах подготовки и в предвестниках З. и Горных ударов. Локальные сотрясения земной поверхности могут вызываться сильными горн. обвалами, оползнями, обрушением подземных пустот и т.п. Hапример, в Пepy в 1974 в результате оползня объёмом 1,6 млрд. м3 на p. Mантаро возникли сотрясения, эквивалентные тектонич. З. c магнитудой 4,5. Подъём магмы по вулканич. каналу вызывает особое вулканич. "дрожание", наблюдения за к-рым иногда позволяют прогнозировать извержение вулкана. Tак, в частности, предсказано извержение вулкана Б. Tолбачик на Камчатке в 1975. Для регистрации и изучения З., используют сейсмографы, к-рыми оснащаются постоянно действующие или экспедиц. сейсмич. станции. C 1960-x гг, ведётся эпизодич. регистрация З. на дне морей и океанов. Литература: Pихтер Г. Ф., Элементарная сейсмология, пер. c англ., M., 1963; Kостров Б. B., Mеханика очага тектонического землетрясения, M., 1975; Cейсмическая шкала и методы измерения сейсмической интенсивности, под ред. A. Г. Hазарова и H. B. Шебалина, M., 1975; Bлияние инженерной деятельности на сейсмический режим, под ред. H. И. Heколаева, M., 1977; Hовый каталог сильных землетрясений на территории CCCP c древнейших времен до 1975, под ред. H. B. Kондорской и H. B. Шебалина, M., 1977; Mячкин B. И., Процессы подготовки землетрясений, M., 1978; Поляков C. B., Последствия сильных землетрясений, M., 1978; Гупта X., Pастоги Б., Плотины и землетрясения, пер. c англ., M., 1979; Pикитаке T., Предсказание землетрясений, пер. c англ., M., 1979; Cейсмическое районирование территории CCCP, под ред. B. И. Бунэ и Г. П. Горшкова, M., 1980; Физические процессы e очагах землетрясений, под ред. M. A. Cадовского и B. И. Mячкина, M., 1980; Cейсмический риск и инженерные решения, под ред. Ц. Ломнитца, Э. Pозенблюта, пер. c англ., M., 1981; Gutenberg B., Richter C. F., Seismicity of the Earth and associated phenomena, 2 ed., Princeton, 1954; Rothe J. P., The seismicity of the Earth. 1953-1965, P., 1969; Lomnitz C., Global tectonics and earthquake risk, Amst., 1974 (Developments in geotectonics. (v). 5). C. Л. Cоловьёв.... смотреть

ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ

корень - ЗЕМЛ; соединительная гласная - Е; корень - ТРЯС; суффикс - ЕНИ; окончание - Я; Основа слова: ЗЕМЛЕТРЯСЕНИВычисленный способ образования слова:... смотреть

ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ ГЛУБОКОФОКУСНЫЕ

— характеризуются расположением очагов на глубине 300—700 км; типичны для Тихоокеанского кольца. См. Гипоцентр землетрясения.Геологический словарь: в 2... смотреть

ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ ДРЕВНИЕ (СЛЕДЫ В ДРЕВНИХ ОТЛОЖЕНИЯХ)

— определяются по текстурным особенностям г. п., свидетельствующим об образовании древних осадков в условиях повышенной сейсмичности р-на. Толчки при землетрясениях способствуют возникновению разнообразных подводных оползаний, осадков, перераспределению материала внутри пластичного осадка, его дроблению, возникновению обвалов берега, образованию нептунических даек и мутьевых течений. Все эти явления при единичных проявлениях могут быть и не связаны с землетрясениями. Однако при широком их развитии, особенно при определенной стратиграфической приуроченности, распространенности в разл. п. одних и тех же горизонтов, пространственной и временной связи между ними, они могут рассматриваться как надежные индикаторы былой повышенной сейсмичности обл. осадконакопления. При этом, очевидно, в подобных условиях при наличии значительных уклонов поверхности дна водоема (вероятно, не менее 1—2°) чаще возникали разл. подводно-оползневые деформации и мутьевые потоки, а при более пологих — нептунические дайки (Верзилин, 1963).<br><p class="src"><em><span itemprop="source">Геологический словарь: в 2-х томах. — М.: Недра</span>.<span itemprop="author">Под редакцией К. Н. Паффенгольца и др.</span>.<span itemprop="source-date">1978</span>.</em></p>... смотреть

ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ ОТ ОБВАЛА

— сейсмический толчок, возникающий при падении крупного обвала.Геологический словарь: в 2-х томах. — М.: Недра.Под редакцией К. Н. Паффенгольца и др..1... смотреть

T: 256