Кузнецов В.В. Физика горячей Земли

Подождите немного. Документ загружается.

251

стадии - уменьшается (рис. 8-5). Оказалось, что различные граниты имеют на начальном

этапе различные величины d: чем больше размер зерна, тем меньше размерность фракталов.

Обратим внимание на достоверный экспериментальный факт у меньшения

фрактальной размерности по мере увеличения степени организованности структуры.

Откольные явления в грунтах. Приведем результаты экспериментов по исследованию

явлений отколов в грунтах, возникающих при взрывах в скважинах, выполненных еще 30 лет

тому назад (Гвоздев, Кузнецов, 1967). Эксперимент состоял в регистрации коротких

импульсов от взрыва небольших зарядов взрывчатых веществ (ВВ), помещенных в скважину

на глубину до 20 м, на широкополостной сейсмической аппаратуре. С увеличением веса

заряда (или уменьшением глубины его заложения) форма регистрируемого импульса

менялась. На больших глубинах и малых зарядах, импульс был практически однополярен.

Отколов грунтов при этом не наблюдалось. С увеличением веса ВВ на регистраторе

появлялся второй импульс, следующий за первым, причем обратной полярности. С

появлением второго импульса наблюдались отколы. Помещение датчика в скважину на

сравнительно небольшую глубину приводило к тому, что на этом датчике второго импульса

не наблюдалось, в то время, как и отколы и второй импульс на датчике, установленном на

грунте, регистрировались. Эти эксперименты демонстрируют возникновение волны

разгрузки, следующей за ударной волной, и ее действие - отколы, а также ее быстрое

затухание на сравнительно небольших глубинах.

Эксперименты с сейсмовибраторами. Моделирование землетрясения взрывом возможно,

однако это не может решить проблемы его физики. Другой способ достижения цели состоит

в моделировании геофизических явлений, происходящих перед землетрясением или во время

его прохождения, с помощью мощных сейсмовибраторов. В отличие от взрывов, когда

повторяемость эксперимента не слишком высока, эксперименты на вибраторах, казалось бы,

лишены этого недостатка. Сейсмовибраторы, разработанные для исследования земных недр,

мы предлагаем использовать как инструмент, предназначенный для предупреждения о

готовящемся землетрясении, с одной стороны, а с другой, как небольшое управляемое

землетрясение. В этом плане предполагается выявлять незначительные изменения в

скоростях, фазах и амплитудах сейсмических волн, прошедших зону подготавливаемого

землетрясения. А так же выяснить физику такого явления, как воздействие мощной

сейсмической волны на геофизическую среду и изменение её электрических, магнитных,

акустических и теллурических свойств. Ниже мы рассмотрим только второй аспект

проблемы использования сейсмовибраторов в выяснении физики землетрясения.

Насколько такой подход можно считать оправданным? Есть ли основания считать

явления в геофизической среде, вызываемые работой мощного сейсмовибратора, в какой-

либо степени похожими на те, которые происходят во время землетрясения. Для того чтобы

ответить на этот вопрос, обратимся к Шкале сейсмической интенсивности MSK-64, значения

которой частично приведены в Таблице 8.1:

Таблица 8.1

Интенсивность в баллах Ускорение в см/с

Скорость грунта см/с Амплитуда в мм

V 15 – 30 1.5 – 3.0 0.8 – 1.5

VI 31 – 60 3.1 – 6.0 1.6 – 3.0

VII 61 – 120 6.1 – 12.0 3.1 – 6.0

VIII 121-240 12.1 – 24.0 6.1 – 12.0

Максимальная амплитуда колебаний грунта (δ), при воздействии на него мощного

сейсмовибратора, составляет около миллиметра, скорость движения частиц грунта, на

частоте f = 7 Гц, порядка нескольких см/с (v = 2πfδ), ускорение (a = 4π

δ) может достигать

252

200 см/с

. Сравнивая полученные оценки параметров, характеризующих работу

сейсмовибратора, с данными Таблицы 8.1, можно определить интенсивность «нашего»

землетрясения не ниже V класса. При работе 100-тонного вибратора в окружающих его

зданиях на расстояниях до одного километра, действительно висячие предметы качаются, а

сами здания заметно сотрясаются.

Разработчики сейсмовибраторов проводили сравнение эффективности работы 30

минутного режима работы 100-тонного вибратора в «тротиловом эквиваленте». Оказалось,

что такой сеанс на удалении в 100 км эквивалентен взрыву примерно 3 тонн тротила. Если

продолжить аналогию, то магнитуду «землетрясения», вызываемого работой 100-тонного

вибратора, можно приближенно оценить как единицу - двойку. Таким образом, есть все

основания рассматривать работу мощного сейсмовибратора, как управляемое землетрясение.

Естественно, лишь в той части, где рассматриваются процессы собственно «трясения» Земли.

Ещё раз подчеркнем, что было бы совсем не правильно рассчитывать на то, что

вибратор может «дать» картину явлений, полностью идентичных землетрясению. Более

правильным подходом (которого мы и придерживаемся) следует считать такой, что если

физика явлений в геофизической среде, возникающих при работе сейсмовибратора будет

ясна и понятна, то этот опыт, возможно, приблизит нас к пониманию процессов,

сопровождающих собственно «трясение Земли» при землетрясении.

Характеристики сейсмовибраторов и полигона. В экспериментах мы исследовали

воздействие на геофизическую среду четырех сейсмовибраторов, расположенных на

вибросейсмическом полигоне «Быстровка» под Новосибирском. Самый мощный

представитель этого ряда, ЦВ-100 – виброисточник дебалансного типа с амплитудой силы до

100 тонн (Алексеев и др. 1996-в), принадлежащий Геофизической службе (ГС ) СОРАН.

Следующий в ряду, по убыванию мощности, это гидрорезонансный вибратор ГРВ-50 с

амплитудой силы до 50 тонн (Алексеев и др. 1996-а, 1996-б), разработанный в

Вычислительном Центре СОРАН (теперь – Институт вычислительной математики и

математической геофизики СОРАН). И, наконец, два менее мощных дебалансных вибратора,

один, ЦВ-40, с амплитудой силы до 40 тонн (ГС СОРАН) и, другой, с амплитудой силы до

30 тонн ЦВ-30 (Юшин и др., 1996), разработанный в институте геофизики СОРАН.

Наибольшее количество наших экспериментов проводилось при работе вибратора ЦВ-100,

поэтому в тех случаях, когда не указывается тип вибратора, результаты получены с

использованием именно этого источника. Все вибраторы работали как в режиме

монохроматического излучения с переключением частоты непосредственно в течение сеанса,

так и в свип-режиме, точность задания частоты не хуже 10

-7

. Продолжительность сеанса, - от

20 до 48 минут. В свип-режиме частота изменяется линейно в заданных пределах. Для

обработки данных при свип-режиме использовался спектрально-временной анализ,

заключающийся в последовательных оценках спектра. Для определения временных задержек

между приходящими от источника сигналами различной природы применялась свертка

зарегистрированных сигналов с опорным свип-сигналом, излучаемым вибратором.

Известны результаты исследований сейсмоакустических (Алексеев и др. 1996-а) и

сейсмомагнитных (Глинский и др. 1996) эффектов, сопровождающих работу мощных

сейсмовибраторов. В работе (Алексеев и др. 1996-а) описан эффект возбуждения упругих

поверхностных волн акустическим излучением инфразвуковых частот в атмосфере от

вибрационного сейсмического источника. Такой эффект, названный авторами (Алексеев и

др. 1996-а) акустосейсмической индукцией, связывается с появлением цуга колебаний

поверхностных волн со временем прихода 57-60 секу нд на расстоянии 20 км от

сейсмовибратора. О регистрации магнитного сигнала на частоте вибратора на удалении 7 км

сообщается в (Глинский и др. 1996). Заметим, что в этой работе приведены результаты по

регистрации влияния на магнитное поле в случае работы сейсмовибратора в

253

монохроматическом режиме, когда трудно разделить сейсмомагнитный сигнал и эффект,

обусловленный сейсмическими колебаниями индукционного датчика в магнитном поле

Земли.

Нашей группой, в течение 1996-2000 гг., с помощью комплекса аппаратуры,

включающго: магнитный индукционный датчик, два датчика атмосферного электрического

поля, акустический датчик и вертикальный сейсмограф, были исследованы

электромагнитные и акустические явления, сопровождающие работу мощных

сейсмовибраторов, установленных на полигоне "Быстровка" (Кузнецов и др., 1999;

Kuznetsov et al., 1999; Kuznetsov et al., 2000). Экспериментально доказано существование

акустических и сейсмических сигналов с близкими временами прихода на расстояниях до

250 км от сейсмовибратора. Установлено существование электромагнитной волны,

излучаемой на частоте вибратора. По результатам доплеровских наблюдений на цифровом

ионозонде “Парус”, установленном на станции "Ключи" ИГФ СО РАН, в периоды работы

сейсмовибратора с амплитудой силы 100 тонн были зарегистрированы синхронные

возмущения в ионосфере (об этом в Главе IX). Рисунок 8-15-А показывает результаты

вычислений временных задержек корреляционных функций сигналов различной физической

природы. Такая функция физически эквивалента возбуждению геофизической среды

одиночным, коротким импульсом. На рисунке 8-15-А видно, что электрические датчики

воспринимают сигналы с нулевой задержкой , по-видимому, мы регистрируем моды

электромагнитного сигнала. На этом рисунке магнитный сигнал регистрируется

одновременно с сейсмическим. Это означает, что магнитометр «работает» в режиме

сейсмоприемника. Когда с помощью катушки Гельмгольца удается скомпенсировать

магнитное поле Земли, то он принимает сигнал, аналогичный сигналу с электрометра.

Вероятнее всего, электрическое и магнитное поля не связаны с акустическими или

сейсмическими колебаниями, а возбуждаются процессами, происходящими вблизи

вибраторов. На сейсмоприемнике фиксируется два сигнала: быстрый и медленный. Первый

обязан приходу «быстрой» сейсмической волны, второй – медленной, связанной (coupled) со

звуковой. Иной раз он совпадает по времени прихода с сигналом с датчика инфразвука. Этот

эффект иллюстрирует рисунок 8-15-Б, где верхняя строка показывает акустический сигнал,

две нижние сейсмический, соответствующий: вертикальным (2-я строка) и горизонтальным

(3-я) скоростям колебаний грунта. Из этого рисунка следует, что от сейсмовибратора на

расстоянии около 700 метров фиксируется две сейсмических волны: первая – быстрая,

распространяющаяся со скоростью > 2 км/с и вторая, - медленная, поверхностная - со

скоростью около 130 м/с. У быстрой волны, - вертикальная компонента явно больше, чем

горизонтальная, у медленной – наоборот, горизонтальные колебания больше вертикальных.

Инфразвук распространяется со скоростью 330 м/с.

Результаты экспериментов на сейсмовибраторах в ближней зоне. Наибольший интерес с

точки зрения моделирования землетрясения на сейсмовибраторе представляют

эксперименты, проведенные в непосредственной близости от мощного излучателя

колебаний. Мы полагали , что если удастся понять картину явлений вблизи вибратора, то это,

возможно, повысит шансы разобраться в сложном процессе «трясения земли» при

землетрясении. Нашим работам предшествовали эксперименты, проведенные группой

Юшина (Юшин и др., 1996). Авторы обнаружили, что в 5-метровой окрестности

виброплатформы возникает квазистоячая волна, на гребне которой находится вибратор.

Авторы зафиксировали «недопустимо высокую для рыхлого грунта фазовую скорость (1300

м/с)». Скорость этой волны резко снижалась примерно в 10 раз на расстоянии около 5 м от

края платформы и еще через 5 – 10 метров она превращалась в обычную релеевскую

скорость в рыхлом грунте.

254

Рис. 8-15 Корреляционные функции между опорным свип-сигналом и физическими

сигналами: А) сейсмическим (а), акустическим (б), электрическим (в – электрометр с

антенной, г – электрометр струнного типа) и магнитным (д).

Б) акустический сигнал – (а), сейсмический сигнал, вертикальная компонента (б),

горизонтальная – (в). Сейсмовибратор ЦВ -100, свип-режим (пробег частоты 6.25-9.57 Гц).

Расстояние от вибратора около 700 м.

Мы, как могли, подробно изучили это явление. Результаты наших экспериментов по

исследованию колебаний грунта вблизи вибраторов ГРВ-50 и ЦВ-100 приведены на рис. 8-

16, а модельные представления - на рис. 8-17. Вверху, на рис. 8-16: (а) – фазы скоростей

колебаний (значения в миллисекундах), внизу (б) - амплитуды (в мм). Сплошной линией

обозначена компонента скоростей вертикальных колебаний, прерывистой – горизонтальных.

Отметим ряд особенностей, которые повторяются практически на всех аналогичных

экспериментах. Вблизи вибратора грунт колеблется синхронно с ним, фаза колебаний

вертикальных и горизонтальных на первых пяти метрах от платформы практически не

меняется, амплитуда вертикальных колебаний резко убывает по мере удаления от вибратора,

а горизонтальных, - наоборот, сначала возрастает. Амплитуды колебаний становятся

равными на расстоянии, примерно 2 – 3 метра от края платформы вибратора (рис. 8-17

слева). На расстоянии, большем 5-ти метров, фаза колебаний начинает плавно уменьшаться,

показывая, что здесь осуществляется режим бегущей волны. Инфразвуковая волн а «отстает»

от основного колебания платформы вибратора, в непосредственной близости от неё,

примерно на 10 мсек, вертикальная компонента – на 20 мсек от инфразвука и горизонтальная

компонента колебаний – на 30 мсек от вертикальной. В различных экспериментах эти

величины незначительно варьировали, но, в целом, такая картина наблюдалась во всех

наших экспериментах, на всех типах вибраторов. Частота излучения вибратора в этих

экспериментах была, как правило, 7 Гц, что соответствует длительности периода колебаний

2π = 140 мсек., или π/2 = 35 мсек. Последнее означает, что сдвиг между фазами сейсмических

вертикальных и горизонтальных колебаний практически соответствовал π/2. Многократные

255

оценки скоростей этих сейсмических колебаний показали, что по грун ту в непосредственной

близости от вибратора распространяется волна со скоростью , близкой (возможно, равной) к

скорости звука в воздухе. Амплитуда этих колебаний очень быстро уменьшается с

увеличением расстояния от вибратора и примерно на 100 метрах от него, мы всегда

регистрировали только медленную волну (по-видимому, Рэлеевскую), распространяющуюся

со скоростью примерно 130 м/с. Чуть дальше, на расстоянии от вибратора, большем, чем 200

– 300 м, возникала быстрая сейсмическая волна. По всей видимости, в этих экспериментах

мы реально обнаружили явление взаимодействия сейсмической и акустической волн,

возникающее при излучении инфразвука. Этот эффект может реализоваться за счет

синхронного взаимодействия между инфразвуковой волной и колебаниями самого

сейсмовибратора и прилегающего к нему грунта (air-coupled surface wave) в пространстве

радиусом примерно 100 м. Скорее всего, в этом процессе участвует не Рэлеевская волна

(скорость которой должна быть ниже звуковой), а волна Лэмба, образующаяся в слое грун та,

толщиной порядка 15 – 20 метров, лежащего на гранитном основании. Как известно,

скорость волны Лэмба может меняться в широких пределах, она может быть и равной

скорости звука в воздухе.

Таким образом, если, в первом слу чае , можно говорить о том, что масса грунта в

радиусе 5 м от вибратора, - это присоединенная масса, то во втором случае, по аналогии,

можно говорить - о присоединенной массе возду ха. Эксперименты с сейсмовибраторами

показали их важность для понимания физики волновых явлений различной природы.

Несмотря на сравнительно простую схему экспериментов, некоторые полученные результаты

неоднозначны и не всегда объяснимы, что наверняка говорит о сложности природных

явлений сопутствующих землетрясению.

Особенности сильных землетрясений. Физику землетрясений нельзя понять, если

базироваться только на теоретических моделях, натурных и лабораторных экспериментах.

Решающую роль должны сыграть непосредственные наблюдения за сильнейшими

землетрясениями, выявление их общности и различий, пространственных и временных

особенностей и закономерностей . В последние годы, в связи с тем, что в сейсмоопасных

районах Японии и США (Калифорнии) созданы разветвленные компьютерные сети

наблюдений, такая возможность появилась. Она была использована во время таких

землетрясений, как Паркфилдское 1966 г., Нортриджское 1994 г. и землетрясение в Кобе

1995 г. Сейсмологической сети нет в Сибири, в районе Байкала, тем не менее, тщательное

изучение геологической структуры известного Муйского землетрясения, позволяет отнести

его к достаточно хорошо изученным.

256

Рис. 8-16. Величины амплитуд и фаз колебаний грунта вблизи работающих

сейсмовибраторов ГРВ-50 и ЦВ-100. (а) – фазы (в мсек), (б) – амплитуда (мм); сплошная

кривая – вертикальная компонента, прерывистая – горизонтальная. Расстояние от вибратора

в метрах.

Рис. 8-17 Модель колебаний грунта. Справа от вибратора (В) - диаграммы распространения

волн: 1 – скорость колебаний присоединенной массы грунта, 2 – инфразвуковая волна, 3 –

вертикальная компонента скорости колебаний грун та, 4 – горизонтальная. Слева –

амплитуды горизонтальной и вертикальной компонент и оценка глубины центра

“пульсирующей сферы”. В круге – фазовая диаграмма колебаний (фазы в мсек).

В районе этого землетрясения нет разветвленных сейсмологических сетей, зато он

является одним из наиболее изученных с помощью методов глубинного сейсмического

257

зондирования - ГСЗ (Крылов и др. 1993). Методы ГСЗ позволяют выявить объемные,

трехмерные глубинные неоднородности литосферы. Одним из интересных для нас

результатов использования этого метода, было детальное изучение пространственных

неоднородностей распределения скоростей продольных волн в очаговой области

катастрофического Муйского землетрясения, произошедшего 27 июня 1957 г., его магнитуда

оценивается в 7.6-7.9, интенсивность - 10-12 баллов, энергетический класс - 17, глубина

очага около 15 км.

Рис. 8-18. а – Сейсмический разрез земной коры в Муйском районе Байкальской рифтовой

зоны по данным скоростей Р-волн (Крылов и др., 1993). В правой части рисунка – области

разрушения Муйского землетрясения 1957 г, в левой – Северобайкальского 1917 г. Звездочки

– на акустической «границе» высокоскоростного геологического тела – гипоцентры

разрушительных землетрясений. Кружки на поверхности – области разрушений; б -

Сейсмический разрез (SW – NE) в районе Паркфилдского землетрясения 1966 г в районе

разлома Сан Андреас (SAF) и землетрясение Коалинга 1983 г. Звездочки – гипоцентры,

кружки на поверхности – центры разрушений (Eberhart-Phillips, Michael, 1993); в – разрез

района SAF и те же землетрясения (по электропроводности среды (в Ом-м)) (Eberhart-

Phillips, Michael, 1993).

Сейсмическая активность этого района, по данным наблюдений за период 1962-1979

гг., повышена в западной и северо-восточной частях района. Только на этих участках

располагаются эпицентры инструментально зарегистрированных землетрясений 12-го и

более высоких энергетических классов. Подавляющее большинство таких землетрясений

произошло после Муйской катастрофы (северо-восток изучаемого района). В его западной

части, сильнейшим было Северобайкальское землетрясение 1917 г. (энергетический класс К

= 16, магнитуда 6.6-6.7, интенсивность - 9 баллов), глубина гипоцентра грубо оценивается в

15-20 км. В разделяющей эти участки зоне “сейсмического затишья” в текущем столетии не

зарегистрировано ни одного землетрясения с К > 12, однако ранее, тысячи лет тому назад,

сильные землетрясения в этом регионе по-видимому происходили.

258

В районе эпицентра Муйского землетрясения на территории около 60 тыс. кв. км

методом ГСЗ проведены детальные площадные и профильные наблюдения, получено около

1600 зондирований. Выявлена область повышенной скорости, вытянутая в северо-восточном

направлении и распространяющаяся в нижнюю часть земной коры вплоть до ее подошвы

(см. рисунок 8-18-а). Область высокой скорости включает в себя зону сейсмического

затишья и два района активизации. Резкие краевые неоднородности области совпадают с

гипоцентрами двух сильных землетрясений. Авторы считают эту область глубинным

накопителем упругой энергии. В этом случае слагающие ее горные породы должны обладать

повышенной прочностью и энергоемкостью. Вероятными местами разрядки накопившейся

энергии могут служить ослабленные участки на контактах высокопрочного объема с

вмещающей его средой. Авторы при анализе записей колебаний сдвиговых волн не

обнаружили эффектов их расщепления на SV- и SH-составляющие, что позволяет считать

среду изотропной. Надо сказать, что отображение крупных черт глубинного строения по Р- и

S-волнам близки . Рассматриваемое тело, несмотря на существование в нем локальных

внутренних неоднородностей , в целом характеризуется относительным увеличением

плотности и обоих упругих модулей. В его пределах модуль сдвига увеличен на 15-20 % от

среднего значения в изученной области. Как следует из рисунка 8-18-а, в рассматриваемом

нами сейсмически активном теле (области) скорость Р-волн, от слоя М в направлении к

земной поверхности, вплоть до границы тела с вмещающей средой, постепенного

уменьшается, а на его границе - убывает довольно резко.

Таких примеров, когда гипоцентры сильных землетрясений совпадают с акустической

границей геологического тела, можно привести довольно много. Сюда можно с

уверенностью отнести землетрясения в Нортридже и Лома Приета (США), в Кобе (Япония),

в Спитаке (Армения) и т.д. В качестве иллюстрации сошлемся на (Eberhart-Phillips, Michael,

1993), где для района сильнейшего Паркфилдского (Калифорния) землетрясения 1966 г. была

построена трехмерная структура распределения сейсмических скоростей. Авторы

использовали данные по прохождению Р-волн, возбуждаемых 5251 локальными

землетрясениями, произошедшими в 1969 – 1991 гг. Объемная волновая структура получена

для части земной коры в окрестности разлома Сан Андреас, площадью 60 на 80 км и

глубиной 16 км (рис. 8-18-б). Обратим внимание на то, что главный удар этого

землетрясения был направлен вертикально вверх, и произошел в зоне влияния разлома Сан

Андреас. В непосредственной близости (35 км) от Паркфилдского, через 17 лет, в 1983 году,

произошло землетрясение Коалинга (Coalinga Anticline). Его главный удар был направлен

под углом в 45° к горизонту. Сравнение этих землетрясений может служить иллюстрацией

правомерности нашей модели. Действительно, если нагрузка на геологическое тело

представляет собой сумму нагруз ок: литостатической и тангенциальной, то «выстрел»

землетрясения произойдет под углом к горизонту в 45°. Если, кроме этих сил, на среду

действует ещё какая-то другая сила, например, как в случае с Паркфилдским землетрясением,

то суммарная нагрузка может оказаться не нормальной к горизонту, как раньше, а иметь угол

наклона её вектора порядка 45°. Главный удар такого землетрясения может произойти

вертикально вверх вдоль плоскости разлома. Очевидное условие возможности такой

ситуации, следующее из нашей модели, заключается в том, что сила и характер

литостатической нагруз ки должна соответствовать сдвиговой, или иначе, касательному

напряжению. Гипоцентры Байкальских и Калифорнийских землетрясений приурочены к

некоторой скоростной, акустической «границе» геологического тела. Такая ситуация

просматривается для всех хорошо изученных в последнее время землетрясений. О том, что

это, скорее всего, ещё и физическая граница геологического тела говорит тот факт, что она

выделяется не только по акустическим характеристикам, но и по электропроводности (рис. 8-

18-в).

259

VIII.4. Глубокие землетрясения

Зададимся очень важным вопросом из физики землетрясений: Если мы правильно

определили механизм коровых землетрясений, то каков механизм землетрясений

глубинных? Буквально все когда-либо рассматриваемые модели очага не способны ответить

на него вразумительно...

Будем исходить из того, что высказанная нами модель верна и действительно

разрушения на земной поверхности, и генерация объемных волн в очаге землетрясения, и

причина появления афтершоков, все это следствия одного явления - прохождения в области

очага ударной волны. Возникает вопрос, каким образом может возникнуть УВ на глубине

700 км, где среда ведет себя скорее как жидкость, чем как кристаллическое тело? Учтем

гениальную мысль, высказанную Ньютоном, относительно того, что “Природа проста и не

роскошествует различными причинами вещей”. Вспомним, что землетрясение, это способ

сброса и перераспределения тектонических напряжений, в основе которого положены разрыв

сплошности и образование трещин. (Это общепринятая точка зрения. Она используется и в

нашей модели). Если в литосфере на глубине 500 - 700 км могут возникнуть разрывы

сплошности, то это, скорее, будут уже не трещины, а “пузыри”. Известно, что при

схлопывании пузыря возникает звуковой импульс (кавитация, или холодное кипение). Нам

остается предположить, что, как и раньше, звуковые импульсы от схлопывающихся

“пузырей” могут возникнуть одновременно и когерентно, и, складываясь, могут образовать

УВ. В качестве подтверждения того, что эта идея не совсем «безумна», приведем данные

относительно того, что ударная волна усиливается при прохождении слоя кавитационных

пузырьков (Накоряков, Донцов, 2000). По-видимому, можно считать, что раз УВ усиливается

в такой среде, то она может там и возникнуть.

Проблема физики землетрясений, гипоцентры которых приходятся на глубины 300-

700 км, всегда занимала сейсмологов. Разрушения, производимые этими землетрясениями,

ни чем не отличаются от разрушений, вызываемых коровыми землетрясениями. То же самое

можно сказать и о волновой картине очага. Естественно, землетрясение, произошедшее на

глубине в несколько сотен км оказывало влияние на большие площади и ощущалось на

значительно больших расстояниях. Принято считать, что основное отличие глубоких от

неглубоких землетрясений состоит в практически полном отсутствии афтершоков у глубоких

землетрясений. Среди сейсмологов принято считать, что основная причина глубоких

землетрясений состоит в том, что на глубинах 500-660 км (Willemann, 1991) происходит

фазовый перехо д оливин-шпинель, который и формирует сейсмическую зону и служит

причиной разрыва сплошности среды. Именно этим объясняется зависимость интенсивности

сейсмичности от глубины, имеющей явный максимум на глубине 580-600 км (Willemann,

1991). Напряжение σ в этом случае зависит от величины энтальпии фазового перехода Н и

температуры окружающей среды Т: σ = (ε/A) exp (H/nRT). Соотношение между величинами

Н и Т определяет глубину максимальной сейсмичности.

VIII.5. Афтершоки

Как известно, после сильного землетрясения в области его очага возникает рой

повторных землетрясений, глубина гипоцентров которых, как правило, находится выше, чем

положение основного удара. Согласно нашей модели, для образования объемных волн,

возникающих при прохождении УВ от гипоцентра к земной поверхности, на ее фронте

должны развиваться давления порядка предела текучести вещества, через которое

распространяется УВ. Очевидно, что в таком случае на фронте УВ должно происходить

“закрытие” (залечивание) трещин, наличие которых препятствовало (по нашей модели) ее

образованию. После такого “закрытия” трещин среда оказывается вновь способной к

260

генерации ударных волн. Однако по прошествии определенного времени, пространство

постепенно вновь заполняется незалечивающимися трещинами и перестает быть способным

к генерации УВ. Эта идея является очевидным следствием нашей модели. В качестве

подтверждения её правомерности приведем рис. 8-19 (Wald et al., 1996), из которого следует,

что после Нортриджского землетрясения 1994 г. максимальная концентрация афтершоков

соответствует плоскости главного удара этого землетрясения. Звезда на этом рисунке

показывает положение гипоцентра, угол подхода главного удара к дневной поверхности, как

мы отмечали раньше, составляет примерно 40-45°. Максимум разрушений Нортриджского

землетрясения располагается строго на север от гипоцентра (эпицентра) землетрясения, в то

время как максимум афтершоков немного (градусов на 20) повернут в восточном

направлении (в сторону Голливуда). Рисунок 8-19 показывает, что проекция афтершоков на

дневную поверхность приходится на область между гипоцентром землетрясения и

эпицентром максимальных разрушений, т.е. в области максимальных значений амплитуды

ударной волны, как это и должно следовать из нашей модели.

Обратим внимание на хорошо известный сейсмологам факт: после глубокого

землетрясения практически отсутствуют афтершоки. Оказалось, что и эта закономерность

нару шается. Авторам (Wiens et al., 1994) после глубокого (564 км) землетрясения 9 марта

1994 г. (с магнитудой M

= 7.6) в районе Тонга удалось наблюдать с помощью восьми

широкополостных сейсмографов первую серию афтершоков. Афтершоки (82 события)

затухали после главного толчка по степенному закону в течение 42 суток и имели магнитуды

от 3.8 до 6.0. Главный толчок и большинство афтершоков локализованы вдоль вертикальной

плоскости главного удара с максимальным расстоянием от нее не более 5 км, что так же, как

в первом случае, подтверждает нашу модель.

VIII.6. К вопросу о прогнозе

Все системы прогноза базируются, как правило, на использовании уже сравнительно

давно выявленных признаков. Трудно назвать какой-либо из признаков, о котором не было

бы написано в известной книге Т. Рикитаки (1979). Среди “прогнозных” признаков,

предлагаемых к обсуждению, особую роль играют признаки, основанные на использовании

электромагнитных полей. Сюда можно отнести:

(а) регистрацию электромагнитного излучения (эмиссии) - ЭМИ из зоны очага;

(б) возрастание сейсмоэлектрической активности, регистрируемой в теллурических токах

(используемой в т.н. VAN-методе);

(в) изменение величины атмосферного электрического поля и, возможно, связанные с ним

явления свечения неба и даже воды (Моргунов, 1998) перед сильными землетрясениями;

(г) изменения в магнитном поле Земли и

(д) изменения, фиксируемые в ионосфере.

Кроме этого, имеет смысл упомянуть о регистрации акустических (“ужасный гул”) и

сейсмических (микросейсмы) сигналов перед сильными событиями. Можно отметить

признаки, связанные с изменением наклона земной поверхности, величины силы тяжести,

амплитуды деформаций и т.п. Перечисляя признаки, нельзя не остановиться и на серии так

называемых реологических, регистрирующих, например, отношение скоростей продольных

и поперечных волн и т.д.

Ни один из признаков готовящегося землетрясения не получил пока ясной

интерпретации и связи его с процессом подготовки землетрясения, да и с самим явлением.

Дело в том, что до сих пор так и нет, как мы неоднократно отмечали, понимания природы

сейсмичности и физики землетрясения. Известные в настоящее время модели очага

землетрясения в той или иной форме связаны с генерацией сейсмических волн. Ни одна из

моделей не обх одится без использования механизма “лавинного трещинообразования”.