Обзор сильных и разрушительных землетрясений Земли и
реклама
О сильных и разрушительных землетрясениях в некоторых сейсмоактивных регионах Земли и механизмы их возникновения (Краткий обзор) Литовченко И.Н. Институт сейсмологии, Республика Казахстан litovira@rambler.ru Краткий обзор сильных и разрушительных землетрясений составлен по источникам интернета и научным публикациям зарубежных, российских и других авторов. Цель данного обзора – описание некоторых сильных и разрушительных землетрясений в сейсмоактивных регионах Земли, механизмов их возникновения. Для этого, подробно приводятся понятия: землетрясения, его очага в терминах разных авторов, описания известных сильных и разрушительных землетрясений, произошедших в разных регионах Земли в XX-XXI веках. Рисунок 1 - Показаны некоторые плиты, их границы (верхний) и глобальная сейсмичность Земли [24] (нижний) (http://ida.ucsd.edu/IDANetwork/index.html) Как можно видеть на рисунке 1 сейсмические пояса, области и зоны пространственно приурочены главным образом к современным зонам глобального скалывания. Главные источники тектонических перемещений, особенности формирования и изменчивость глобальной структуры и рельефа связываются с космическими силами. А современная регматическая сеть разрывов, повсеместность сетки линейных дислокаций и ее закономерная ориентировка по отношению к оси вращения Земли обусловлена единым глобальным полем упругих напряжений ротационной природы. Как сейсмические пояса, так и сейсмогенерирующие зоны наложены на фанерозойские структуры земной коры, что указывает на то, что происходящие ныне геодинамические и сейсмические процессы обусловлены главным образом изменениями физического состояния геологической среды в их пределах [1]. Магнитуда землетрясений не зависит от состава пород. Землетрясения с M более 8.0 происходят как в мантии, так и в земной коре. Приведем следующие определения по ([1], с. 288), «очаговые зоны» - это зоны срывов (отрывов) поверхностей разделов, дифференцированно перемещающихся (движущихся, вращающихся) блоков и слоев в земной коре. Понятие «землетрясение» трактуется разными авторами следующим образом. Землетрясение – результат разрыва, нарушения «сплошности» пород в связи с создавшимися в земной коре (мантии) новыми термодинамическими условиями. Сейсмические области и зоны размещены на территории развития мантийных плюмов. Причиной землетрясения является быстрое смещение участка земной коры как целого в момент пластической (хрупкой) деформации упруго напряженных пород в очаге землетрясения. Большинство очагов землетрясений возникает близ поверхности Земли. Само смещение происходит под действием упругих сил в ходе процесса разрядки уменьшения упругих деформаций в объёме всего участка плиты и смещения к положению равновесия. Землетрясение представляет собой быстрый (в геологических масштабах) переход потенциальной энергии, накопленной в упруго-деформированных (сжимаемых, сдвигаемых или растягиваемых) горных породах земных недр, в энергию колебаний этих пород (сейсмические волны), в энергию изменения структуры пород в очаге землетрясения. Этот переход происходит в момент превышения предела прочности пород в очаге землетрясения [18]. Исходя из всех вышеприведенных терминов, следует, «что физическое содержание моделей сейсмического процесса, связанное с его волновой тектонической природой и планетарным масштабом явления, как отмечается в [3], «…обеспечивается за счет отождествления концепции очага землетрясения, как вполне определенного объема сейсмофокальной зоны, и блокового строения геофизической среды». Согласно этому «само землетрясение, т.е. выделение энергии при сейсмическом толчке, происходит вследствие такого движения в его очаге, источником которого является взаимодействие «элементарных» сейсмофокальных блоков друг с другом, по сути, имеющее дальнодействующий характер» [3]. В результате анализа разных источников, приводятся еще несколько определений землетрясения. Академик Курскеев А.К. считает, что землетрясение – результат разрыва, нарушения «сплошности» пород (в результате сдвига по трещинам, зонам ослабления, контактирования, напластования и т.д.), результат быстрых процессов или явлений трещинообразования в связи с создавшимися в недрах Земли новыми термодинамическими условиями [1]. По определению Н.В. Короновского, В.А. Абрамова «любое землетрясение - это мгновенное высвобождение энергии за счет образования разрыва горных пород, возникающего в некотором объеме, называемом очагом землетрясения, границы которого не могут быть определены достаточно строго и зависят от структуры и напряженно-деформированного состояния горных пород в данном конкретном месте» [2]. Согласно А.В. Викулину «под землетрясением понимают не только трясение земной поверхности, но и процесс разрушения, нарушения сплошности Земли в некоторой области (области очага), при котором потенциальная упругая энергия, запасенная в недрах планеты, переходит в кинетическую энергию колебаний, уносимую из очага сейсмическими волнами» [3]. Очагом землетрясения называют «ожившую в акте землетрясения и излучившую сейсмическую энергию поверхность основного разрыва или часть нескольких сопряженных разрывов» [4]. Очаговой зоной – окружающий очаг объем существенных первичных, неупругих (но необязательно разрывных) деформаций, в пределах которого выделилась большая часть сейсмической энергии и произошли необратимые процессы (разрывы сплошностей) в очаге [4]. Исследование изученности условий формирования очагов землетрясений учитывают обоснованную сейсмологами всего мира концепцию: что землетрясение в пределах земной коры возникает в результате излучения упругих волн динамически распространяющимся разрывом (системой разрывов сдвигового типа [5]. Принимается во внимание качественное сходство возникновения землетрясений разной силы в следствие самоподобного фрактального строения земной коры. Установлены следующие основные закономерности: локализация неустойчивой деформации не есть мгновенный процесс, а развивается постепенно; толщина зоны неустойчивой деформации сужается, а окружающий материал разгружается и частично восстанавливает свои первоначальные свойства [5]. Сильные землетрясения реализуют большую часть энергии сейсмического процесса. Происшедшее сильное землетрясение создает для сейсмологического эксперимента условия, приближающие его к обычному для физики активному эксперименту. Сейсмологические наблюдения в зоне очага сильного землетрясения (эпицентральные наблюдения) дают экспериментальный материал, необходимый для развития теоретических представлений и для проверки существующих моделей в области физики очага землетрясения [6]. Очень подробно тектоника очаговых зон сильных землетрясений Северной Евразии конца ХХ столетия изложена в [7]. Остановимся только на некоторых из примеров. Рассмотрим изученность очаговых зон некоторых сильных землетрясений мира, приведенных в [6, 7] в хронологическом порядке. Спитакское землетрясение произошло в области сложной сейсмотектонической обстановки 7 декабря 1988 г. (Мs=6,8; Iо=9) произошло на Малом Кавказе в пределах Севанского синклинория Севано-Акеринской структурно-формационной зоны. Оно сопровождалось формированием системы поверхностных сейсмодислокаций - сейсмогенных разрывов общей длиной около 35 км [7]. Все поле этих разрывов распадается на три отрезка протяженностью 8-9 км каждый, разделенных участками развития мощных рыхлых четвертичных отложений, где первичные дислокации не проявились [7]. Согласно [6], очаг землетрясения оказался расположенным в нескольких разломных зонах, но основные подвижки происходили по вторичным разломам. Детальные исследования афтершоков, полученных из мировой системы сейсмологических наблюдений, позволили авторам [6] предложить несколько вариантов сложной мультисегментной модели очага, среди которых 5-ти сегментная представляется ими наиболее реалистичной. Очаг Спитакского землетрясения был образован сочленением по крайней мере двух крупнейших разломных зон - широтной Севано-Памбакской и диагональной Алаварской. Он распространился на глубину до 14 км и вышел на поверхность, о чем совершенно определенно говорят материалы изучения сейсмодислокаций, афтершоковой деятельности (оба эти структурные направления - диагональное и восточно-западное - выражены в конфигурации поля эпицентров афтершоков, образующего в плане пологую дугу, выпуклую к северо-востоку) и механизма очага главного толчка [7, 8]. Зайсанское землетрясение в Восточном Казахстане [7]. Это сейсмическое событие произошло 14 июня 1990 г. Оно имело магнитуду 6.8 и было сильнейшим на территории Алтая и всего Восточного Казахстана за историческое время. Большая глубина гипоцентра главного толчка (35-40 км) является причиной сравнительно скромного макросейсмического воздействия на поверхности. Землетрясение с наибольшей интенсивностью (8 баллов MSK-64) проявилось в восточной части Зайсанской впадины, к востоку от оз. Зайсан. Эта впадина разделяет горные массивы Рудного Алтая, располагающегося к северу, и Чингиза-Тарбагатая, лежащего южнее нее [7]. Согласно [7], подвижка в очаге землетрясения представляла правый сдвиг по крутопадающей к северу плоскости запад-северо-западного простирания с небольшой взбросовой составляющей северного крыла. Рачинское землетрясение 29 апреля 1991 г. захватило южный склон Большого Кавказа в районах Рачи (провинции Грузии в верхней и средней частях бассейна р. Риони) и Южной Осетии. Магнитуда главного толчка составила 7.0-7.2 [7, 9], глубина центра очага - 6-14 км. Таким образом магнитуда данного события оказалась самой высокой в документированной сейсмической истории Кавказа. При этом отмечена аномально низкая интенсивность воздействия в эпицентральной области (балльность, Iо=7-8) [7]. Оно оказалось сильнейшим зарегистрированным землетрясением Кавказа [6]. Ранее в окрестностях его очага не было отмечено сопоставимых по энергии землетрясений. Авторы [6], используя высокоточную часть каталога афтершоков, оценили основные геометрические характеристики очаговой зоны и выделили 4 кластера, которые соответствуют 4 сильнейшим толчкам в зоне Рачинского землетрясения. Концентрация напряжений на концах разрывной зоны оценивается по афтершоковой активности и наличию сильнейших афтершоков [6]. Приводятся результаты реконструкции поля тектонических напряжений эпицентральной зоны Сусамырского землетрясения (19.08.1992, М = 7.2) [10]. Она находится в пределах ТалассоСусамырской горной области, где в современном структурном плане региона в тектоническом сочленении находятся Талассо-Алатауская и Киргизская горст-мегантиклинали, Сусамырская впадина, Сусамыртауская и Арамзатауская горст-антиклинали. Получена и описана структурно-динамическая схема региона. Южное крыло Сусамырской грабен-синклинали разбито разрывными нарушениями. По ним палеозойские породы Арамзатауской горст-антиклинали и отчасти Сусамырской горстантиклинали взброшены на молодые палеоген-неогеновые. Признаки активности Арамсинского и других разломных зон выражены по деформациям террасовых поверхностей, ступенями в рельефе, родниковыми проявлениями. Сейсмодислокации землетрясения 19.08.1992, выраженных в рельефе, образуют две системы трещин, составляющих парагенез - субширотная и северо-западная. Восстановленное по ним поле напряжений с учетом кинематических данных сколовых плоскостей, соответствует механизму очага землетрясения и согласуется с полем напряжений этой горной области, полученным по структурно-геологическим данным [10]. Возникновение очага землетрясения 19.08.1992 является результатом сдавливания участка земной коры между Талассо – Алатауской и Молдотауской горст-антиклиналями, при котором произошел мгновенный выброс части блока Арамзатауской горст-антиклинали, ограниченного с запада зоной Арамсинского разлома, с севера – зоной сейсмогенного взброса. Подобные исследования проведены в районе проявления серии очагов [10]. Шикотанское землетрясение. Катастрофическое Шикотанское землетрясение 4 октября 1994 г. имело магнитуду Ms=8.1 и глубину гипоцентра около 65 км. Землетрясение сопровождалось вторичными, сейсмогравитационными нарушениями поверхности на островах Итуруп, Шикотан и Кунашир, волной цунами и многочисленными афтершоками. Два самых сильных из них зарегистрированы 4 октября, через 2 часа после основного толчка с Ms=6.7 на глубине 33 км, и 9 октября с Ms=7.6 на глубине 52 км [7]. Очаг главного толчка был приурочен к верхней части сейсмофокальной зоны Заварицкого-Беньофа и располагался в верхней части приостровного склона к юго-востоку от островов Южнокурильской группы под крупной антиклинальной складкой, выраженной на поверхности дна в виде выходов пород плиоцена среди четвертичных осадков или обнажений акустического фундамента [7]. Это землетрясение 1994 года по своей энергии, было вполне ожидаемым. Разрыв в очаге землетрясения произошел по более пологой из двух возможных согласно механизму очага плоскостей. В качестве объяснения природы такого механизма была выдвинута гипотеза об изгибе зоны контакта плит, возникшего в связи с тем, что субдукция здесь происходит под углом [6]. Таким образом, Шикотанский сейсмический очаг имел природу внутриплитного, секущего относительно зоны Беньоффа cейсмического события по классификации японских сейсмологов [7]. Нефтегорское землетрясение на северном Сахалине 27 мая 1995 г. на севере острова Сахалин произошло сильнейшее за всю историю наблюдений в данном районе коровое землетрясение с Ms=7.6, оно стало и самым сильным на территории Евразии в 1995г. Главный толчок сопровождался многочисленными афтершоками [7]. Эпицентр главного толчка находился вблизи поселка Нефтегорск, который и принял на себя основную тяжесть последствий катастрофы. Землетрясение ощущалось в эпицентральной области с интенсивностью 8-9 баллов (MSK) [7]. Очаг землетрясения вышел на дневную поверхность в виде системы сейсморазрывов общей протяженностью около 40 км [7]. По [6] это землетрясение 1995 года (М=7.7) – самая тяжелая по последствиям сейсмическая катастрофа на территории России. Землетрясение произошло в районе границы литосферных плит и движение по разрыву в очаге не противоречит ожидаемому с точки зрения современных моделей взаимного перемещения плит. «Однако разрыв в очаге произошел не по главной тектонической структуре района (Сахалин-Хоккайдскому разлому), а по вторичному разлому (Верхне-Пильтунскому), вспоров его практически на всю длину. Землетрясение сопровождалось выходом разрыва на поверхность, уверенно трассированным на протяжении 35 км с максимальным сдвиговым перемещением до 8.1 м и вертикальным до 1.7 м» [6]. Длина же очага, составляет 65-75 км. При этом пространственное расположение афтершоков показывает наличие четко выраженного кластера в западной части очаговой зоны и не связанного с выходом разрыва на поверхность» [6]. Объем и качество исходных данных дали возможность выполнить локальную сейсмическую томографию очаговой зоны. Это позволило уточнить пложение гипоцентров и скоростную модель окрестностей очага. По окончательной модели [6] очаг землетрясения состоит из 4 последовательно вспарывающихся сегментов и его начало ориентировано под углом к осовному разрыву. Суммарный сейсмический момент по такой модели составляет M0=4.24*1019 Н*м [6]. Как отмечается в [6] это меньше оцененного по выходу разрыва на поверхность М0 =(6.5-8.6)*1019 Н*м. Причем использование длины очага по данным об афтершоках удваивает величину момента. Все это может говорить о значительной криповой составляющей в процессе реализации очага [6]. Очаг Нефтегорского землетрясения 1995 г. приурочен к активной зоне разломов, нарушающей Сахалино-Японскую островную дугу на активной контнентальной окраине Северной Евразии [7]. Кроноцкое землетрясение на восточной Камчатке [7]. Сильнейшее Кроноцкое землетрясение 5 декабря 1997 г. возникло в районе, расположенном к юго-востоку от полуострова Кроноцкий в акватории Тихого океана на северо-западном борту Курило-Камчатского глубоководного желоба. Магнитуда этого сейсмического события составила 7.7 [7]. Землетрясение было хорошо изучено с сейсмологической точки зрения. Начиная с момента главного толчка, камчатская сейсмологическая сеть регистрировала повторные толчки. В то же время изучение сейсмодислокаций на поверхности было проведено лишь во время одного вертолетного облета плейстосейстовой области [7]. В прежние годы геофизическими методами было подробно исследовано строение земной коры и верхней мантии восточной части Камчатского полуострова. В результате оказалось возможным составить представление о структуре среды, в которой возник очаг. Очаг землетрясения был приурочен к верхней части сейсмофокальной зоны Заварицкого-Беньофа [7]. Кроноцкий разлом не только оказался структурой, на которой сконцентрировалось большое количество повторных толчков, но и послужил южной границей всей очаговой области [7]. Сейсмический очаг Кроноцкого землетрясения оказался, следовательно, вписанным в дизъюнктивный узел, образованный взаимно пересекающимися разрывными нарушениями камчатского и транскамчатского простирания, а главная действующая плоскость сейсмогенной подвижки отвечает представлениям об очагах межплитного (субдукционного) типа [7]. Алтайское (Чуйское) землетрясение 7 сентября 2003 сильнейшее на территории центральной России за последние десятилетия. По результатам исследования этого землетрясения и его проявлений имеется весьма обширная библиография [11]. С момента землетрясения прошло уже почти 5 лет. Алтайское землетрясение было исследовано весьма детально и различными методами. Но количественно не были рассчитаны физические параметры в его очаге. Поэтому, на примере таких сильнейших землетрясений сделана попытка рассчитать количественно термодинамические и реологические параметры для выяснения природы возникновения катастрофических событий. Суматранское землетрясение. Катастрофическое землетрясение в Юго-Восточной Азии произошло в воскресенье 26 декабря 2004 г. в 0 ч 58 мин 53 с по Гринвичскому времени (7 ч 58 мин 53 с по местному), в самый разгар рождественского курортного сезона. Его эпицентр находился в Индийском океане в 250 км к западу от северной оконечности о.Суматра (Индонезия). Очаг землетрясения имел глубину около 30 км и, по всей видимости, располагался в земной коре. Расчетная магнитуда оказалась равной 9. По величине магнитуды оно заняло четвертое место среди землетрясений, зарегистрированных за всю историю инструментальных сейсмических наблюдений, начиная с 1900 г (рисунок 2) [24]. Потенциальная энергия для него накопилась в результате движения (скорее, сопротивления движению) Индо-Австралийской плиты в север-северо-восточном направлении со средней скоростью 60—70 мм в год. В этом месте она сталкивается с Бирманской и Зондской плитами, которые мешают горизонтальному перемещению и заставляют ее погружаться в мантийный слой в зоне Зондского желоба [12]. По данным Геофизической службы Российской академии наук, расчетная сила сотрясений в эпицентре землетрясения составила 10—11 баллов. Выделившаяся энергия составила более 1018 Дж. Эпицентр землетрясения находился в Индийском океане и возможные нарушения на поверхности недоступны для прямого изучения, вызывает дополнительные трудности при определении фактической плоскости разрыва. Разрыв распространялся в северозападном направлении, совпадающем с направлением Зондского желоба, со скоростью 2 км/с, и “оживил” его на протяжении 400 км. При этом максимальное смещение одного борта разрыва относительно другого составило 20 м [12]. Рисунок 2 – Сильные и разрушительные землетрясения (М>6.0), зарегистрированные за всю историю инструментальных сейсмических наблюдений, начиная с 1900 г. [24] В ходе последних событий в Японии (рисунок 3) и, когда вся планета вступила в этап сейсмической активизации, все это лишний раз подтвердило актуальность исследований в области очагов сильных и разрушительных землетрясений в различных регионах Земли [25]. На рисунке 4 приведены сейсмоактивные регионы (Западной части Тихого океана, Камчатка, Япония, Курилы, и др.) с представлением наиболее крупных сейсмоактивных разломов (слева) и сейсмичности (справа). Последнее сильнейшее землетрясений с М=8.9-9.0, которое произошло 11.03.2011г. в океане неподалеку от о. Хонсю в районе АЭС «Фукусима-1», повлекшее за собой не только тысячи пострадавших, но и цунами, разрушения и многочисленные сильные афтершоки, еще раз подтвердила необходимость исследовать причины таких катаклизмов [24, 25]. Рисунок 3 – Сильнейшее землетрясение в Японии 11.03.2011г в океане неподалеку от о. Хонсю в районе АЭС «Фукусима-1» Для этих регионов рассчитывались и сравнивались физические характеристики в очагах сильных землетрясений по мировому каталогу сильных землетрясений с 1900-2009 гг. с магнитудой больше 6.0 [24] по методике [22, 23]. Рассматривались некоторые сильные землетрясения КурилоКамчатского и Японского сейсмоактивных регионов, которые участвуют в исследовании: Итурупское 24.03.1978; Шикотанское 04.10.1994; Сев. Хонсю 28.12.1994; Юж. Курилы 03.12.1995; Кроноцкое 05.12.1997; Хоккайдо 25.09.2003 и др. Рисунок 4 – Крупнейшие сейсмоактивные разломы западной части Тихого океана (слева) и сейсмичность Японии, Курил (справа) [24] По мере проведения обзора статей, у авторов возникал вопрос: почему на Камчатке не происходят такие сильные и частые коровые землетрясения, как, например, в Японии? [26]. Почему за 40 лет детальных наблюдений на Камчатке на поверхности не образовалось ни одного разлома, который можно было бы явно связать с близповерхностными землетрясениями? На все эти вопросы в настоящее время нет однозначных ответов [26]. Одной из наиболее значимых для понимания геодинамики и сейсмотектоники полуострова структур считается протяженная зона молодых разрывных нарушений, которая проходит вдоль Восточного хребта Камчатки и его северо-западных границ [26] (рисунки 4, 5). Еще в ранних работах эта зона разломов получила название - Передовой фас Восточного хребта [26]. Однако в дальнейшем разные авторы давали ей и другие названия: Начикинско-Кумрочский сдвиг [27], передовой фас Центральной Камчатки [28], Камчатский разлом [29]. В ряде работ эту зону разломов сравнивают с такими крупными сдвигами, как Срединная линия Японии, Альпийский разлом Новой Зеландии и Филиппинский разлом на Суматре [26, 28, 30] (рисунок 4, 5). Исходя из протяженности отдельных разрывов, входящих в эту зону (25-30 км), определяется даже вероятная магнитуда землетрясений, которые могут здесь произойти - 6.5-7 [31]. В одной из недавних работ было проанализировано расположение очагов коровых землетрясений на Камчатке и показано, что сейсмичность в земной коре здесь сосредоточена в нескольких сейсмоактивных зонах, выделенных по сгусткам эпицентров [26, 32]. В целом было показано, что сейсмичность концентрируется на отдельных обособленных участках, которые можно привязать к известным активным разломам лишь с большой натяжкой [32]. На рисунке 5 (справа) приведен новый вариант расположения очаговых зон сильных землетрясений Камчатки с 1899-2003 гг [33]. Под очаговой зоной здесь понимается проекция очага на поверхность карты. Нижний уровень по магнитуде выбран Mw>7.5 глубины до 120 км [33]. Рисунок 5 – Схема: Активные разломы Камчатки (слева) [28]; 4 категории рисовка границ очаговых зон: (1) – возможные, когда реальная ошибка эпицентра может быть ощутимо больше размера изображенной очаговой зоны; (2) – сомнительные, когда эпицентр, скорее всего, накрыт изображением очаговой зоны; (3) – малоточные, когда границы очага проведены в основном по телесейсмически определенным эпицентрам афтершоков; (4) – относительно надежные, проведенные в основном по эпицентрам афтершоков, полученным местной сетью [33, c. 76] (справа) На схеме (рисунок 5 (справа)) выделяются следующие 4 категории рисовка границ очаговых зон: (1) – возможные, когда реальная ошибка эпицентра может быть ощутимо больше размера изображенной очаговой зоны; (2) – сомнительные, когда эпицентр, скорее всего, накрыт изображением очаговой зоны; (3) – малоточные, когда границы очага проведены в основном по телесейсмически определенным эпицентрам афтершоков; (4) – относительно надежные, проведенные в основном по эпицентрам афтершоков, полученным местной сетью [33, c. 76]. Нами анализировалась сейсмичность Японии и Курил за 1990-2000 гг [24]. В выяснении природы физических процесов, происходящих в очаговых зонах сильных землетрясений в этих сейсмоактивных регионах, важное значение имеет сравнение их физических параметров. Попытка подобного анализа была предпринята на примере Японских островов, относящихся к категории дуг, возникших на несколько утоненной, но все же, континентальной коре [23]. Например, вблизи Японских островов, как и в самой Японии, землетрясения с магнитудой 6 случаются примерно 7 раз в год, с магнитудой, превышающей 5, – 70 раз в год, а землетрясения с магнитудой больше 1 фиксируется в год около 530 тысяч, т.е. в среднем одно землетрясение в минуту. Статистика свидетельствует, что за три последних века Токио пережил два 8-балльных землетрясения: в 1703 и 1923 годах. Между двумя этими катастрофами произошли три 7-балльных землетрясения: в 1782, 1855 и 1894 годах. Поскольку с 1923 года прошло уже 85 лет, ученые считают, что накопившееся с тех пор сейсмическое напряжение делает новое крупное землетрясение на побережье Токийского залива неизбежным. Не это ли ожидание подтвердило катастрофическое землетрясение 11.03.2011 года в районе АЭС «Фукусимо-1» (рисунок 3 ). Мощность земной коры непосредственно под островами составляет в разных районах от 25 до 35 км. Она сокращается до 8-10 км к оси глубоководного желоба, так и в сторону Япономорской глубоководной котловины. Зона максимальной, до 35 км., мощности на о. Хонсю имеет поперечное к его структурам простирание и тяготеет к протяженному поперечному линеаменту Фосса Магна. На острове Хоккайдо аналогичная зона мощностью до 30 км обладает расплывчатыми очертаниями, находящимися в секущих соотношениях с ориентировкой его структур [23, c.85]. Для расчетов термодинамических и реологических параметров в очагах сильных землетрясений Японии был выбран остров Хоккайдо, для о.Хонсю так же проведены расчеты. В таблице представлены рассчитанные по методике [23] значения физических параметров в очагах сильных землетрясений с М≥6.0 [1, 22, 23]. Современная геодинамическая обстановка в регионе кроме вулканизма характеризуется также повышенным тепловым потоком и интенсивной сейсмичностью [23]. Землетрясения по положению гипоцентров объединяются в три группы – мелкофокусные с глубинами до 60 км, которые охватывают главным образом восточный шельф Хоккайдо и Хонсю, а также почти всю центральную и Югозападную Японию. Промежуточных землетрясений – с гипоцентрами на глубинах от 60 до 150 км с преимущественным ареалом проявления на восточном шельфе Япономорских островов и одиночными землетрясениями в Япономорской котловине. Глубокофокусных – с гипоцентрами на глубинах от 160-520 км [23, c.86]. Гипоцентры промежуточных и глубокофокусных землетрясений как бы трассируют обширную плоскость, погружающуюся в сторону континента и известную под названием зоны Вадати-Заварицкого-Беньофа [23]. На рисунке 6 представлено положение кровли зоны частичного плавления в литосфере Японской островной дуги. Таким образом, по особенностям глубинного строения и современной геодинамической обстановки Японские острова представляют собой весьма гетерогенное сооружение, где соотношения между мощностью литосферы и общей структурой остались невыясненными [23, c. 86]. Срединная линия Японии и районы, расположенные вблизи нее, в частности, зона поперечных разломов Неодани к северу от г. Нагойя, являются местами, где происходили наиболее сильные внутриостровные землетрясения Японии: Нобийское, 1891 г. (М=8.0), Фукуи, 1948г. (М=7.1), Микава, 1945 г. (М=7.0?). Местоположение этих и других землетрясений показано на рисунке 6. [26, c. 109-110]. В ближайшем будущем предстоит кропотливый труд по исследованию причин и последствий последнего катастрофического землетрясения 11.03.2011 гг. в море неподалёку от японского острова Хонсю (рисунок 6). Специалисты-сейсмологи говорят, что произошло порядка 20 подземных толчков, самый мощный из которых имел магнитуду 8.9 по шкале Рихтера. Помимо сильных разрушений от движений земной коры, также сильные разрушения нанесли цунами. На японский берег обрушились 7-метровые волны, смывая собой целые города. Власти Японии пока что затрудняются назвать даже приблизительное число жертв. Рисунок 6 - Особенности глубинного строения и современной геодинамической и сейсмической обстановки Японских островов Как отмечает в своем комментарии Аркадий Тишков (Института географии РАН), причиной этого сильнейшего землетрясения (оно признано сильнейшим за всю историю Японии (Рисунок 6 (справа)) стали процессы, происходящие на Солнце, а также нынешняя приближённость Луны. По его словам, аналогичной опасности сейчас подвергаются Курилы и Сахалин. Австралийские специалисты, в свою очередь, говорят, что это землетрясение не последнее и Японии следует готовиться к новым подземным толчкам [34]. После достаточно обширного описания сильных и разрушительных землетрясений Земли, перейдем к более подробному рассмотрению Северного Тянь-Шаня, где ранее были изучены очаги сильных землетрясений прошлого и настоящего. Приведем некоторые сведения о таких землетрясениях. На рисунке 7 показаны сильные землетрясения Северного Тянь-Шаня и прилегающей территории по энергетическому классу К больше 12.0 [13]. Рисунок 7 - Карта эпицентров сильных землетрясений Северного Тянь-Шаня (K – энергетический класс) [13] Приводится полученная ранее в [14, c.119] таблица 1.1 некоторых параметров в очагах сильных землетрясений Северного Тянь-Шаня, для всестороннего геофизического, упругопрочностного и энергетического анализа очагов сильных землетрясений. Но такой анализ не полностью характеризует физические условия в очаговых зонах сильных землетрясений Северного Тянь-Шаня, поэтому в дальнейшем исследовании предпринята попытка расширить количество параметров для более подробного рассмотрения таких характеристик. Остановимся на описании сильных землетрясений данного региона. Так, Беловодское (2) землетрясение 2.08.1885 г. в тектоническом отношении оно произошло по Южно-Чуйской сейсмогенной зоне [4]. Длина простирающейся трещины по левому берегу р. Сокулук около 20 км, она параллельна предгорьям Киргизского хребта. Известен форшок землетрясения, происшедший 1.08.1885 г. в 18.30 мин. с М=5.5. Афтершоки трассировались в субширотном направлении. По совокупности данных (макросейсмике, тектонике, облаку афтершокови остаточным деформациям на поверхности земли) предполагается [4], что подвижка произошла вдоль Чонкурчакского разлома. Мобильным блоком был Сокулукский, который пришел в более интенсивное движение относительно Карабалтинского. Подвижка предположительно сдвиговая [4, с.169]. Остальные характеристики приводятся в таблице 1.1. Верненское землетрясение 08.06.1887 г. в тектоническом отношении произошло по СевероТянь-Шаньской сейсмогенной зоне глубинных разломов. Эпицентр находился между северной и южной ветвями зоны разломов [4]. По геофизическим данным, Алма-Атинский разлом падает на юг под углом 60-750, а Заилийский, имеющий 3 субпараллельных разрыва, - на север под углом 60-70 0. Следовательно, эти два разлома на глубине встречаются, поэтому проекция гипоцентра не дала совпадения эпицентра ни с одним из них [4]. Некоторые параметры были рассчитаны в [16, 17, 19-21], по методике [23]. Очаг Верненского землетрясения связан с контрастным, но менее протяженным, северным контактом Заилийской части Кунгей-Заилийского блока с Алматинским прогибом [14, с. 118]. Форшок произошел за 5 мин до основного толчка с М=5.0. Известно большое число афтершоков, в том числе несколько толчков с М=5.0-5.7 [4]. Соотношение линейных размеров закартированных разрывов Кеминского и Верненского землетрясений, по принятым в сейсмологии оценкам, объясняет различие их магнитудных характеристик примерно на единицу: Верненское М=7.3, Кеминское М=8.2. Особое положение в регионе занимает очаг Чиликского землетрясения 11.07.1889г. Аномально большая по площади плейстосейстовая область изометричной формы свидетельствует о его значительном заглублении относительно всех других (Н=40 км), что исключает определение простирания плоскости разрыва по макросейсмическим данным в условиях отсутствия инструментальных [14, c. 118]. Как отмечается далее, в региональном тектоническом плане очаг расположен в описанной восточной меридиональной деструктивной зоне [14]. Нет данных о картировании разрывов по поверхности, связанных с этим землетрясением. Отмечается [4, c. 171], что в тектоническом отношении оно приурочено к Кемино-Чиликской сейсмогенной зоне. Во время главного толчка в движении участвовали Заилийский и Кунгейские блоки. Подвижка верхней части очага, по макросейсмической модели, произошла по Байсорун-Чиликскому разлому, а подвижка нижней части – по КеминоЧиликской сейсмогенной зоне, которая называется Бартогайским разломом. Типичного форшока не отмечено. Возможно, землетрясение 13.03.1884 г. можно считать отдаленным во времени форшоком ввиду огромной площади распространения 9-балльной изосейсты. Зафиксировано большое число относительно слабых афтершоков [4, c. 171]. Такая разрядка напряжений малыми дозами в очаге Чиликского землетрясения говорит о том, что в результате главного толчка почти полностью было снято накопившееся напряжение. Подвижка предположительно взбросо-сдвиговая [4, c.172]. Кеминское землетрясение 3.01.1911 г. – это грандиозное сейсмическое событие произошло по Кемино-Чиликской сейсмогенной зоне. По макросейсмической модели делается вывод [4, c. 175], что подвижка верхней части очага произошла по простираниям Южно-Кеминского и Кунгейского разломов, а основной части – по Северо-Кеминскому, Центрально-Кеминскому, Далаишикскому и Байсорун-Чиликскому разломам. Причем, Заилийский блок относительно Кунгейского во время главного толчка участвовал во взаимном перемещении [4, c. 175]. Типичного форшока не было. Землетрясение сопровождалось большим количеством афтершоков. Размеры очага, по облаку афтершоков, макросейсмическим и тектоническим моделям совпадают, только горизонтальная протяженность по спектрам занижена. По комплексу данных можно предполагать [4, c. 176], что преобладающая подвижка произошла по глубинным разломам Кемино-Чиликской сейсмогенной зоны с вовлечением перечисленных выше разломов и была в основном сдвиговой в субширотном направлении. В таблице 1.1 так же приведены некоторые параметры этого землетрясения [14]. [14, Кемино-Чуйское землетрясение 20.06.1938 г. в тектоническом отношении связано со сложным тектоническим узлом, где сочленяются разломы Северо-Тянь-Шаньской, Кемино-Чиликской и Южно-Чуйской сейсмогенных зон. Эпицентр приурочен к месту слияния рек Чон-Кемин с Чу. Подвижка верхней части очага произошла по глубинным разломам Кемино-Чиликской зоны, а основной – по южной ветви Северо-Тянь-Шаньской сейсмогенной зоны. Форшок землетрясения не отмечен. Известное малое число афтершоков [4, c.176]. На западном краю эпицентральной зоны Кеминского землетрясения 1911г. оставшееся напряжение почти полностью снято в результате главного толчка. Тогда, по положению его можно считать отдаленным во времени сильным и краевым афтершоком Кеминского землетрясения, как полагают [4]. Согласно [4] по комплексу данных можно предположить, что подвижка произошла по Центрально-Кеминскому разлому с вовлечением СевероКеминского и Кичи-Кеминского разломов и является преимущественно сбросо-сдвиговой. По таблице 1.1 можно видеть некоторые параметры этого землетрясения. Чаткальское землетрясение 2.11.1946г. в тектоническом плане произошло по ЧаткалоФерганской сейсмогенной зоне. Как отмечается в [4, c. 177] существует несколько точек зрения на причину возникновения Чаткальского землетрясения. Одни ищут причину возникновения Чаткальского землетрясения в особенностях глубинного строения земной коры, другие полагают, что подвижка произошла по Восточно-Ферганскому разрыву, третьи – по Таласо-Ферганскому разлому. Данные говорят о том, что резкие тектонические движения произошли в основном по ЧаткалоАтонайскому разлому с передовым надвигом Чаткальского хребта с вовлечением Карасуйского и Кызкурганского разломов [4, c.177]. По макросейсмическим данным, очаг имеет сложную дугообразную форму: к основной плоскости разрыва площадью около 5000 км2 причленяется почти под углом 1200 побочная плоскость разрыва площадью около 2000 км2. Обе части не плоские, со значительным «закручиванием» поверхностей разрыва [4, c.178]. Форшоки не отмечены. В таблице 1.1 приводятся некоторые параметры данного землетрясения. Очаг Пржевальского землетрясения 5.06.1970г. расположен в субмеридиональной региональной зоне сочленения центрального (Кунгей-Заилийского) и восточного блоков земной коры, описанных в [14]). Уверенная геодинамическая интерпретация очага затруднительна. По таблице 1.1 выделены некоторые параметры этого землетрясения. Жаланаш-Тюпское землетрясение 24.03.1978 г. по [4, c.179]. Форшок данного землетрясения произошел за 15 мин до главного толчка с К=10. Главный толчок сопровождался многочисленными афтершоками. На основании имющихся данных [4] предполагается, что подвижка произошла по Северо-Аксуйскому разлому с одновременным вовлечением Кенсуйского и Южно-Кенсуйского разломов, имело характер сбросо-сдвига с преобладанием сдвиговой компоненты. Таблица 1.1 дает описание некоторых параметров [14]. Байсорунское землетрясение 12.11.1990г. Землетрясение произошло на Северном Тянь-Шане в пределах высокоактивной в сейсмическом отношении Кюнгей-Заилийской зоны. В структурнотектоническом плане его эпицентр находится в зоне сочленения Заилийского антиклинория и смежного с ним Чилико-Кеминского синклинория. Очаг землетрясения располагается в сложно построенном тектоническом узле, возникшем в зоне сближения и сочленения ряда крупных разломов [15]. Особенностью тектоники участка является развитие здесь новообразований структуры в виде гравитационно-тектонического опускания клиновидного блока, т.е. возникновение локальной зоны растяжения в обрамлении напряженных структур, испытывающих поднятие в условиях сжатия. Высокая концентрация палеосейсмодислокаций, в первую очередь, сейсмотектонических, отражающих вспарывание крупных разломов, в сочетании с резкой перестройкой новейшего структурно-тектонического плана, позволяет рассматривать этот участок в качестве вероятной эпицентральной зоны катастрофического палеоземлетрясения. Байсорунское землетрясение свидетельствует о существовании длительно развивающихся (остаточных) очаговых зон [15]. Сотрясениями была охвачена обширная территория, включающая Алма-Атинскую, ТалдыКурганскую и Джамбульскую области Казахстана, а также Иссык-Кульскую область республики Кыргызстан. Плейстосейстовая зона землетрясения занимает площадь около 3400 км2. В этой зоне населенные пункты распределены неравномерно, в основном они сконцентрированы на юге, по северному побережью Иссык-Куля, и на северо-востоке, у подножия гор [15]. С наибольшей интенсивностью в 8 баллов землетрясение проявилось в населенном пункте Кутурган, находящемся в 20 км к востоку от эпицентра [15]. Величина М оказалась равной 6.7, она немного завышена, в отличие от инструментально определяемой. Оценка глубины h = 30 км так же различается с другими данными. Землетрясение сопровождалось большим числом повторных толчков, начавшихся уже через несколько минут после главного толчка. Список афтершоков за 3.5 месяца включает 119 толчков [15]. В очаге произошел сдвиг с очень незначительной сбросовой компонентой по падению плоскостей разрывов. Оси напряжения сжатия и растяжения ориентированы близгоризонально. Плоскости разрыва в очаге круто падающие. Одна из них имеет меридиональное простирание, другая, принятая при комплексном анализе различных сейсмологических и геологотектонических данных за действующую — широтное [15]. Для условий Северного Тянь-Шаня авторами обзора по методике [19, 23] были рассчитаны физические параметры в очаговых зонах сильных и разрушительных землетрясений региона (рисунок 8), которые приведены в таблице 1.2. Рисунок 8 - Карта распределения сильных и разрушительных землетрясений Северного Тянь-Шаня 42-440N, 76-790E (K>=12.1 1800-2007 гг.) [20, 21, 23] Таблица 1.2 - Термодинамические и реологические параметры очаговых зон землетрясений [20-22] * -1 –глубина не определена Очаговые зоны большинства сильных и разрушительных землетрясений (М>=6.0) приурочены, например, на Тянь-Шане, к участкам земной коры, характеризующимися наличием зоны частичного плавления (волновода) в нижней ее части, высокоскоростных тел в вышележащей толще и «ослабленного» канала, соединяющего нижнекоровую зону частичного плавления с низкоскоростным верхним слоем коры [23, c.108]. Общий анализ в нашем случае дает основание для следующих выводов: 1. Термодинамические параметры очага землетрясений характеризуют реологические свойства основных слоев земной коры Северного Тянь-Шаня. 2. Уравнения из [23], описывающие взаимосвязи между термодинамическими параметрами, подтверждаются данными других исследователей [1, 20-22]. 3. Различие в реологических свойствах земной коры Северного Тянь-Шаня получает отражение в совокупности термодинамических параметров вне зависимости от их прямого или обратного соотношения с магнитудой землетрясения [20-22]. 4. Термодинамические параметры очага землетрясения дают возможность оценки термического режима крупных тектонических элементов по глубине и дифференциации земной коры на отдельные реологические слои. 5. Землетрясения в сейсмоактивных орогенных областях с магнитудой М>5.0 характеризуют упругие, а с 4.0<М<5.0 - упруго-вязкие слои земной коры Северного Тянь-Шаня [1, 20-22]. СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННЫХ ИСТОЧНИКОВ 1 Курскеев А.К. Землетрясения и сейсмическая безопасность Казахстана. Алматы, 2004.- 504с. 2 Короновский Н.В., Абрамов В.А. Землетрясения: причины, последствия, прогноз //Соросовский Образовательный журнал, 1998. 3 Викулин А.В. Физика волнового сейсмического процесса. - Петропавловск-Камчатский: Издво КГПУ, 2003.-151 с. 4 Аманкулов Т.К. Очаги сильных землетрясений Средней Азии - Бишкек, 1991.- 251 с. 5 Соболев Г.А. Исследования научной школы РФФИ «Физика очага землетрясения». Институт физики Земли им. Г.А. Гамбургцева РАН, Москва, e-mail: sobolev@uipe-ras.scgis.ru 6 Арефьев С.С., Татевосян Р.Э., Аптекман Ж.Я., и др. Изучение очаговых зон сильных землетрясений// Объединенный институт физики Земли РАН.- Москва, E-mail: sserg@uipe-ras.scgis.ru 7 Рогожин Е. А. Тектоника очаговых зон сильных землетрясений Северной Евразии конца ХХ столетия //Российский журнал наук о Земле.-М.Т. 2.- № 1, 2000. http://elpub.wdcb.ru/journals/rjes/rus/v02/rje99029/rje99029.htm 8 Арефьев С. С., Аптекман Ж. Я., Афимьина Т. В. и др., Каталог афтершоков Спитакского землетрясения 7 декабря 1988 г.//Изв. АН СССР.- Физика Земли, N11.-М, 1991.- С. 60-73. 9 Захарова А. И., Габсатарова И. П., Старовойт О. Е., Чепкунас Л. С., Основные параметры очага Рачинского землетрясения и его афтершоков// Физика Земли.-N 3.-M, 1993 .- C. 24-41. 10 Умурзаков Р.А. О структурно-динамических условиях и механизмах сейсмогенных дислокаций некоторых очаговых зон сильных землетрясений Тянь-Шаня // Тез. докл. ТЕКТОНОФИЗИКА И АКТУАЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ НАУК О ЗЕМЛЕ. ИФЗ РАН.- Т.1.- Москва, 2008.C. 318-320 11 Арефьеф С.С., Быкова В.В. Алтайское землетрясение 2003 г: очаг и афтершоки // Тез.докл. ТЕКТОНОФИЗИКА И АКТУАЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ НАУК О ЗЕМЛЕ. ИФЗ РАН.- Т.2.-МОСКВА, 2008.-С.211-213. 12 Завьялов А.Д. Землетрясение у берегов Суматры // http://www.majesticarticles.ru/naykaiobrazovanie/obrazovanie/pred/geo/09306254.html 13 О СВЯЗИ СЕЗОННЫХ ИЗМЕНЕНИЙ СЕЙСМИЧНОСТИ И ОТКЛОНЕНИЙ ПРИБОРОВ КРУТИЛЬНОГО ТИПА НА СЕВЕРНОМ ТЯНЬ-ШАНЕ / Хайдаров М., Ильина В., Нурмагамбетов А., Хайдаров К., Локша П., Алматы.- 5 с. http://bourabai.kz/relation_r.htm 14 Курскеев А.К., Оспанов А.Б., Тимуш А.В., Шацилов В. И. Прогнозирование землетрясений в Казахстане.- Алматы: Эверо, 2000.- 316с. 15 Нурмагамбетов А, Михайлова Н.Н., Садыков А., Гапич В.А., Власова А.А., Сабитов М.М., Хайдаров М.С. БАЙСОРУНСКОЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЕ 12 ноября 1990 г.- Алматы, 7с. 16 Литовченко И.Н. Физические параметры очаговых зон сильных землетрясений земной коры Северного Тянь-Шаня и прилегающих территорий//Известия НАН РК. Серия геологическая.-N 5.Алматы, 2009- с.59-67. 17 Тулиани Л.И. О связи сейсмичности с физическими параметрами тектоносферы // ДАН.1996.- Т.350, N 6.- С. 824-827. 18 http://ru.wikipedia.org/wiki/ 19 Литовченко И. Н. О физических характеристиках очаговых зон сильных землетрясений в земной коре Северного Тянь-Шаня // Журнал проблем эволюции открытых систем. – Вып. 8. – Т. 2. – Алматы, 2007. – C. 63-72. 20 Литовченко И. Н. Универсальность методики расчета некоторых физических параметров в очаговых зонах землетрясений для сейсмоактивных регионов Земли // Тезисы 5-го Международного симпозиума «Современные проблемы геодинамики и геоэкологии внутриконтинентальных орогенов» к 75-летию Ю. А. Трапезникова (Киргизия, Бишкек, 19 июня – 24 июня 2011 г.): Тез. докл. – Бишкек, 2011. – Том 1, С. 64-67. 21 Литовченко И.Н. О связи сейсмотектоники очагов сильных землетрясений в некоторых сейсмоактивных регионах Земли //Проблемы сейсмотектоники. Материалы XVII Всероссийской конференции с международным участием (20-22 сентября 2011, Москва., 2011.- СС. 308-314. 22 Литовченко И. Н. О методике расчета физических параметров в очаговых зонах сильных землетрясений земной коры (на примере Северного Тянь-Шаня) // Тезисы 7-го Казахстанско-Ки­ тайского международного симпозиума «Прогноз землетрясений, оценка сейсмической опасности и сей­ смического риска Центральной Азии» (Казахстан, Алматы, 2-4 июня 2010 г.): Тез. – Алматы, 2010. – С. 185. 23 Тулиани Л.И. Сейсмичность и сейсмическая опасность: на основе термодинамических и реологических параметров тектоносферы.- М.:Научный мир, 1999. - 216с. 24 http://neic.usgs.gov/neis/epic/epic_global.html 25 http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/recenteqsww/Quakes/usc0001xgp.php 26 Леонов В.Л.СЕЙСМОАКТИВНЫЕ РАЗЛОМЫ КАМЧАТКИ, ЯПОНИИ, ТАЙВАНЯ И НОВОЙ ЗЕЛАНДИИ: СРАВНЕНИЕ // Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский.-8 с. 27 Леглер В.А. Новейшие разломы и горизонтальные тектонические движения Восточной Камчатки // Автореф. … кандидата геол.-мин. наук. Хабаровск, 1978. 24 с. 28 Кожурин А.И. Курило-Камчатская островодужная система // Неотектоника и современная геодинамика подвижных поясов. М.: Наука, 1988. С. 67-115. 29 Ермаков В.А. Тектонические предпосылки изучения сейсмичности Камчатки // Сейсмичность и сейсмическое районирование Северной Евразии. Вып. 1. 1993. С. 228-239. 30 Мелекесцев И.В., Эрлих Э.Н. Денудационно-тектонические горы // Камчатка, Курильские и Командорские острова (История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока). М.: Наука, 1974. С. 100-142. 31 Кожурин А.И., Пономарева В.В., Мелекесцев И.В. и др. Внесубдукционная сейсмичность Камчатки: первые палеосейсмологические данные для Восточно-Камчатской зоны разломов // Взаимосвязь между тектоникой, сейсмичностью, магмообразованием и извержениями вулканов в вулк. дугах. Петропавловск-Камчатский, 2004. С. 101-102. 32 Гордеев Е.И., Гусев А.А.. Левина В.И. и др. Коровая сейсмичность Камчатки // Комплексные сейсмологические и геофизические исследования Камчатки. Петропавловск-Камчатский, 2004. С. 62-74 33 Гусев А.А. Схема очаговых зон сильных землетрясений Камчатки за инструментальный период/ http://www.emsd.iks.ru/lib_sbstat/pdf/str075.pdf 34 В Японии произошло землетрясение века/ http://beta.novoteka.ru/?s=accidents#nnn15090448