2.5: Основи землетрусу
- Page ID
- 38690
1. Вступ
Проблема полягає в тому, що землетруси починаються на багато миль під поверхнею, занадто глибоко, щоб ми могли спостерігати за ними безпосередньо. Отже, ми вивчаємо їх здалеку шляхом (1) спостереження за геологічними змінами на поверхні землі, (2) аналізуючи симфонію коливань землетрусу, зафіксованих на сейсмографах, і (3) моніторинг тектонічних змін земної кори шляхом багаторазового обстеження, використовуючи методи землетрусу протягом багатьох років і тепер використовуючи супутники. Крім того, ми маємо лабораторні експериментальні результати про те, як поводяться гірські породи на глибині та температурах, де утворюються землетруси, що допомагає нам зрозуміти, що відбувається під час землетрусу. Однією з важливих речей, яку слід визнати, є те, що породи, як гумки, еластичні.
2. Пружні скелі: як вони згинаються і ламаються
Елемент відео був виключений з цієї версії тексту. Ви можете подивитися його онлайн тут: http://pb.libretexts.org/earry/?p=133 |
 Малюнок 3-1. Еластичність. (а) Надутий балон стискається між двома руками, змінюючи його форму. Якщо руки витягнуті, балон повертається до своєї більш ранньої форми. (б) Тонка дошка згинається в вигнуту форму. Якщо руки, що згинають дошку, знімаються, дошка повертається до початкової форми. Балон і дошка одночасно еластичні. |
Елемент відео був виключений з цієї версії тексту. Ви можете подивитися його онлайн тут: http://pb.libretexts.org/earry/?p=133 |
 Малюнок 3-2. (а) Коли повітряна куля стискається занадто сильно, він вискакує. (б) Коли дошка занадто сильно зігнута, вона ламається. Це приклади крихкого перелому. (c) Коли шматок жувальної гумки або дурного шпаклівки стискається між двома руками, він деформується. Коли руки знімаються, він залишається в тій же деформованій формі. Це називається пластичною деформацією. |
Якщо підірвати повітряну кулю, додавання повітря змушує балон розширюватися. Якщо потім стиснути повітряну кульку руками (рис. 3-1, зліва), балон змінить свою форму. Видалення рук змушує балон повернутися до колишньої форми (рис. 3-1, зліва). Якщо взяти тонку дошку і зігнути її руками (рис. 3-1, праворуч), дошка буде деформуватися. Якщо відпустити дошку, вона знову випрямиться. Це приклади властивості твердих тіл, що називається еластичністю. Коли повітря продувається в балон, або коли балон стискається, або коли дошка згинається, енергія деформації накопичується всередині гумових стінок балона і всередині дошки. Коли повітряна куля звільняється, або дошка відпускається, енергія деформації вивільняється, коли повітряна куля і дошка повертаються до своїх колишніх форм.
Але якщо повітряна куля підірветься ще далі, він, нарешті, досягає точки, де він може утримувати більше повітря, і він лопається (рис. 3-2, зліва вгорі). Енергія деформації вивільняється в цьому випадку теж, але вона виділяється різко, з попсом. Замість того щоб повернутися до колишніх розмірів, балон розбивається на рвані фрагменти. Таким же чином, якщо маленька дошка загнута занадто далеко, вона ламається з замиканням в міру вивільнення енергії деформації (рис. 3-2, вгорі праворуч).
Не так просто уявити скелі, як пружні, але вони є. Якщо в лабораторному рок-пресі вичавлюють породу, вона поводиться як гумовий куля, трохи змінюючи свою форму. Коли тиск гірського преса звільняється, скеля повертається до колишньої форми, так само, як це робить повітряна куля або дошка, як показано на малюнку 3-1. Але якщо кам'яний прес продовжує нести вниз на скелі з більшою силою, в кінцевому підсумку скеля зламається, як повітряна куля або дошка на малюнку 3-2.
Така пружна поведінка характерна для більшості порід в крихкій корі, менших, ніж крихко-пластичний перехід, як показано на малюнку 2-1. Скелі на більшій глибині зазвичай не ламаються крихким руйнуванням, а деформуються, як жувальна гумка або як улюблена іграшка геолога, дурна шпаклівка. Коли шматок Silly Putty стискається разом, він постійно деформується; він не повертається до своєї первісної форми після видалення стискаючих рук (рис. 3-2, дно).
Елемент відео був виключений з цієї версії тексту. Ви можете подивитися його онлайн тут: http://pb.libretexts.org/earry/?p=133
Елемент відео був виключений з цієї версії тексту. Ви можете подивитися його онлайн тут: http://pb.libretexts.org/earry/?p=133
Після великого землетрусу в Сан-Франциско 1906 року на розломі Сан-Андреас, професор Гаррі Ф. Рейд з Університету Джона Хопкінса, член Державної комісії з розслідування землетрусів Ендрю Лоусона, порівняв два дев'ятнадцятого століття земельні обстеження по обидва боки розлому (рис. 3-3, зліва і в центрі) з новим обстеження проводиться відразу після землетрусу (рис. 3-3, праворуч). Ці порівняння опитувань показали, що широко розділені орієнтири обстеження на протилежних сторонам розлому перемістилися більше 10 футів (3.2 метра) відносно один одного ще до землетрусу, і цей повільний рух був у тому ж напрямку, що і раптовий рух під час землетрус. Виходячи з цих спостережень, Рейд запропонував свою теорію пружного відскоку, яка стверджує, що земна кора діє як зігнута дошка, згадана раніше. Штам накопичується в корі до тих пір, поки він не призведе до розриву кори при землетрусі, як розрив дошки і розрив повітряної кулі.
Ще півстоліття пройшло б, перш ніж ми зрозуміємо, чому штам накопичився в крихкій корі до землетрусу в Сан-Франциско. Тепер ми знаємо, що це пов'язано з тектонікою плит. Тихоокеанська плита повільно шліфується повз Північноамериканської плити вздовж розлому Сан-Андреас. Але розлом Сан-Андреас, де дві пластини стикаються, застряг, і тому кірка деформується пружно, як згинаючи дошку. Розрив знаходиться вздовж розлому Сан-Андреас, оскільки він відносно слабкий порівняно з іншими частинами двох пластин, які не були зламані неодноразово. Ділянка розлому, яка трохи слабкіше, ніж інші секції, поступається першим, звільняючи пластинчато-тектонічну деформацію як землетрус.
Якби ми знали сили земної кори різних розломів, і якби ми також знали точну швидкість, з якою деформація накопичується в корі при цих розломах, ми могли б потім прогнозувати, коли вдарить наступний землетрус, ідея, яка виникла у Гаррі Рейда. Ми починаємо розуміти швидкість, з якою напруга накопичується на кількох наших найбільш небезпечних несправностей, таких як розлом Сан-Андреас. Але ми маємо дуже мало впевненості в наших знаннях про силу земної кори, яку потрібно подолати, щоб спричинити землетрус. Кора сильніша в деяких місцях уздовж розлому, ніж інші, і міцність кори, ймовірно, різна на одній і тій же частині розлому в різний час своєї історії. Це ускладнює прогнозування, коли наступний землетрус вдарить розлом Сан-Андреас, хоча ми знаємо більше про його історію землетрусу, ніж будь-який інший розлом на Землі.
3. Класифікація несправностей
Більшість руйнівних землетрусів утворюються на розломах на глибині п'яти миль і більше в земній корі, занадто глибоко, щоб їх можна було спостерігати безпосередньо. Але більшість цих розломів також піддаються на поверхні, де вони можуть бути вивчені геологами. Більші землетруси можуть супроводжуватися поверхневим рухом по цих розломах, пошкоджуючи або руйнуючи створені людиною споруди, під якими вони проходять.
Деякі розломи вертикальні, так що землетрус на глибині 10 миль знаходиться безпосередньо під розломом на поверхні, де можна спостерігати розрив землі. Інші розломи опускаються під низьким кутом, так що розлом на поверхні може перебувати на відстані декількох миль від точки на поверхні Землі безпосередньо над землетрусом (рис. 3-4). Там, де розлом має низьке занурення або нахил, скеля над розломом називається висячою стіною, а скеля під розломом називається підніжною стіною. Це терміни, які були вперше придумані шахтарями і старателями. Цінні рудні родовища зазвичай знаходяться в зонах розломів, і шахтарі, що працюють під землею вздовж зони розлому, виявляються стоячими на підніжці, з нависає стіною над головою.
Якщо під час землетрусу висить стіна рухається вгору або вниз, то несправність називається розлом ковзання (рис. 3-4). Якщо звисає стіна рухається вбік, паралельно земній поверхні, як показано на малюнку 3-3, 3-5, і 3-6, розлом називається розломом ударно-ковзання.
Існує два види несправності ударно-ковзання, правобічний і лівобічний. Якщо ви стоїте на одній стороні правобічного розлому, предмети на іншій стороні розлому, здається, рухаються праворуч від вас під час землетрусу (рис. 3-5а, б). Розлом Сан-Андреас є найвідомішим у світі прикладом правобічного розлому (рис. 3-5а). При лівобічному розломі предмети на іншій стороні розлому здаються переміщатися вліво (рис. 3-6). Деякі розломи біля узбережжя штату Орегон і Вашингтон є лівобічними розломами (рис. 4-1, наступний розділ).
Якщо висить стіна розлому ковзання зміщується вниз по відношенню до стінки ноги, це називається нормальним розлом (рис. 3-7). Це відбувається, коли кора розсовується, як у випадку розломів, що межують з горою Стинс у південно-східному Орегоні, або в центрах поширення морського дна. Якщо підвісна стіна рухається вгору по відношенню до стінки ноги, це називається зворотним розлом (рис. 3-8). Це відбувається, коли скоринка заклинилася разом. Зона субдукції Каскадія, де океанічні плити Хуан де Фука і Горда рухаються під континентом, є дуже масштабним прикладом зворотного розлому. Землетрус Сильмар 1971 розірвав зворотний розлом Сан-Фернандо, вигнувши тротуари та піднявши землю, як показано на малюнку 3-8а. 1999 Chi-Chi, Тайвань, Землетрус супроводжувався поверхневим розривом на зворотному розлому, включаючи розрив через бігову доріжку в середній школі (рис. 3-8b). Розлом Сіетла, що поширюється на схід на захід через центр міста Сіетл, є зворотною несправністю. Там, де падіння зворотного замикання дуже низьке, це називається несправністю тяги.
Землетрус Coalinga 1983 в центральному узбережжі хребтів і 1994 землетрус Нортрідж у долині Сан-Фернандо, як в Каліфорнії, були спричинені розривом на зворотних розломах, але ці розломи не досягли поверхні. Зворотні несправності, які не досягають поверхні, називаються сліпими розломами, а якщо вони мають низькі провали, то їх називають глухими тягами. У багатьох випадках такі розломи виражаються на поверхні Землі як складки в скелі. Висхідна складка в скелі називається антикліном (рис. 3-9), а спадна складка називається синкліном. Перед цими двома землетрусами геологи думали, що антикліни та синкліни утворюються повільно і поступово і не пов'язані з землетрусами. Тепер відомо, що вони можуть приховувати сліпі розломи, які є джерелами землетрусів. Такі складки покривають сліпі розломи в лінійних хребтах в долині Якіма на сході Вашингтона.
Малюнок 3-10а - це зведена діаграма, що показує чотири типи несправностей, які спричиняють землетруси: ліво-бічний удар ковзання несправності, правий бічний удар ковзання несправності, нормальна несправність та зворотна несправність. На малюнку 2-10b показана сліпа зворотна несправність, особливий тип зворотного несправності, який не досягає поверхні, але проявляється на поверхні як антиклін або основа.
Елемент відео був виключений з цієї версії тексту. Ви можете подивитися його онлайн тут: http://pb.libretexts.org/earry/?p=133  Малюнок 3-10а. Класифікація несправностей. Зверху, занурення ковзання несправностей. Зліва, нормальна несправність. Справа, зворотна несправність. Середні, ліво-бічні і правобічні розломи ударно-ковзання. Знизу, похило-ковзання несправності, з компонентом ковзання занурення та ударного ковзання. |  Малюнок 3-10б. Сліпа зворотна несправність. Несправність не доходить до поверхні; замість цього зміщення по розлому виражається у вигляді згину. Вітрозахисна дія донних течій над морським дном топографічною (батиметричною) висотою. |
4. Палеосейсмологія: швидкість ковзання та інтервали повторення землетрусів
Великі землетруси, як правило, супроводжуються афтершоками, деякі досить великі, щоб завдати шкоди і втрати життя самостійно. Підземні поштовхи є частиною землетрусу, який тільки що вдарив, як відлуння, але тривають місяцями і навіть роками. Але якщо ви щойно постраждали від землетрусу, підземні поштовхи можуть змусити вас запитати: коли відбудеться наступний землетрус? Тепер я повторюю це питання: коли наступний великий землетрус (на відміну від афтершоку) вдарить по тій же ділянці вини?
Долина Сан-Фернандо на півдні Каліфорнії стався землетрус у 1994 році, через двадцять три роки після того, як вона востаннє переживала один у 1971 році. Але ці землетруси були на різних розломах: землетрус 1971 року мав поверхневий розрив, землетруси 1994 року - ні. Це не питання, яке я тут задаю. Щоб відповісти на моє запитання, геолог намагається визначити швидкість ковзання, швидкість, з якою одна сторона розлому рухається повз іншу сторону протягом багатьох тисяч років і багатьох землетрусів. Це робиться шляхом визначення, а потім визначення віку такої функції, як річковий канал, який колись був безперервним через розлом, але тепер компенсується цим, як приклади на малюнку 3-5а.
Нам також необхідно виявити та визначити епохи землетрусів, які сталися до нашої записаної історії, науки під назвою палеосейсмологія. Наприклад, у центральній Каліфорнії Уоллес-Крик зміщений на 420 футів (130 метрів) через розлом Сан-Андреас. Відкладення, що осідають в каналі Уоллес-Крік до його зміщення, мають 3,700 років, засновані на радіовуглецевому датуванні деревного вугілля в родовищах. Швидкість ковзання - це сума зміщення, 420 футів, розділена на вік каналу, який зміщується, 3700 років, трохи менше 1,4 дюйма (35 міліметрів) на рік.
Уоллес Крік перетинає ту частину розлому Сан-Андреас, де удар ковзання зміщення під час великого форту Tejon землетрусу 1857 був 30-40 футів. Скільки часу знадобиться для того, щоб вина наростила стільки напруги, скільки вона випустила в 1857 році? Щоб з'ясувати, розділіть ковзання 1857, 30-40 футів, на швидкість ковзання, 1,4 дюйма на рік, щоб отримати 260 до 340 років, що є оцінкою середнього інтервалу повторення землетрусу для цієї частини розлому. (Я округляю цифри, тому що вік офсетного Уоллес-Крик, заснований на радіовуглецевих датуваннях, і сума його зміщення точно не відомі.) Палеосейсмологічне дослідження розкопок траншеї зворотної лопати показує, що останній землетрус, який вдарив цю частину розлому до 1857, був приблизно 1480 рік, інтервал від 370 до 380 років, що узгоджується з нашими розрахунками в межах нашої невизначеності вимірювання. Це обнадійливо, оскільки найнижча оцінка інтервалу рецидивів, 260 років, не закінчиться до 2100 року.
Розломи земної кори на північному заході Тихого океану мають набагато повільніші темпи ковзання, і тому час повторення землетрусу набагато довший. Скажіть, що ми дізналися, що зворотна несправність має швидкість ковзання 1/25 дюйма (1 міліметр) на рік, і ми робимо висновок з екскаватора-траншеї розкопок через розлом, що землетрус на розломі призведе до його переміщення 10 футів (120 дюймів). Час повернення становив би три тисячі років. Чи можемо ми використовувати цю інформацію для прогнозування, коли відбудеться наступний землетрус з цієї вини?
На жаль, на це питання непросто відповісти, оскільки розломи та землетруси, які вони виробляють, не дуже впорядковані. Наприклад, землетруси 1812 і 1857 років на одній ділянці розлому Сан-Андреас розірвали різну довжину розлому, і їх зміщення були різними. Зсуви по одному і тому ж розлому під час одного і того ж землетрусу відрізняються від одного кінця розриву до іншого. Інтервали рецидивів також відрізняються. Ми були заспокоєні інтервалом рецидивів від 370 до 380 років між землетрусом 1857 і доісторичною подією навколо н.е. 1480, але землетрус до н.е. 1480 вдарив близько 1350 р. н.е., інтервал рецидивів лише 130 років. Для несправності із середнім інтервалом рецидивів у три тисячі років нерегулярність часу повернення може становити більше тисячі років, так що середній інтервал повторення мав би мало значення при прогнозуванні часу наступного землетрусу на цій ділянці розлому.
Ми можемо дати статистичну ймовірність землетрусу, що вражає певну частину розлому Сан-Андреас в певний часовий проміжок після останнього землетрусу (див. Розділ 7), але ми не можемо прибити це ближче через погано вивчену мінливість сили зон розлому, мінливість у часі, а також положення по несправності. Інша складність полягає у використанні радіовуглецевого датування для встановлення термінів більш ранніх землетрусів. Деревне вугілля може бути рідкісним у розламаних відкладах, які ми вивчаємо. І радіовуглець насправді не датується землетрусом. Він датує наймолодші відкладення, вирізані розломом, і найстаріші невідкладні відкладення, що перебувають над розломом, припускаючи, що ці опади мають деревне вугілля, придатне для датування.
5. Що відбувається під час землетрусу?
Землетруси земної кори починаються на глибині п'ять-дванадцять миль, як правило, в тому шарі земної кори, який є найсильнішим через тиск поховання, трохи вище крихко-пластичного переходу, глибина, нижче якої починає діяти ослаблення температури (рис. 2-1). Землетруси плити, такі як Nisqually землетрус 2001 року починаються в плиті Хуан де Фука, що лежить в основі континенту, на більшій глибині, але все ще в крихкій скелі. Ці глибини занадто великі для нас, щоб вивчати джерела землетрусів безпосередньо шляхом глибокого буріння, і тому ми повинні базувати своє розуміння на непрямих доказах. Ми робимо це шляхом вивчення детальних властивостей сейсмічних хвиль, які проходять через ці шари земної кори, або піддаючи гірські породи лабораторним випробуванням при температурах і тисках, очікуваних на цих глибині. А деякі стародавні зони розломів були підняті і розмиваються за мільйони років з моменту виникнення несправностей, що дозволяє нам спостерігати їх безпосередньо на поверхні і робити висновки про те, як на них могли відбуватися давні землетруси.
Елемент відео був виключений з цієї версії тексту. Ви можете подивитися його онлайн тут: http://pb.libretexts.org/earry/?p=133 |
 Малюнок 3-11. Землетрус виробляє хвилі P, або хвилі стиснення, які подорожують швидше і досягають сейсмографа спочатку, і S хвилі, або зсувні хвилі, які повільніші. Обидва передаються всередині Землі і називаються тілесними хвилями. Ще повільніше виявляються поверхневі хвилі, які проходять по поверхні землі і завдають великої шкоди. Фокус землетрусу - це точка в межах Землі, де виникає землетрус. Епіцентр - це точка на поверхні безпосередньо над вогнищем. Діаграма нижче - це сейсмограма, яка читає зліва направо, показуючи, що спочатку приходить хвиля P, а потім - хвиля S, а потім поверхневі хвилі. |
Землетрус, швидше за все, розірве кору там, де вона раніше була розбита при розломі, оскільки зона розлому, як правило, слабкіша, ніж непорушена скеля навколо неї. Земна кора схожа на ланцюг, тільки така ж сильна, як її найслабша ланка. Штам нарощувався пружно, і тепер досягається міцність пошкодженої кори безпосередньо над зоною, де відбувається ослаблення температури. Раптом цей міцний шар виходить з ладу, і розрив мчить вбік і вгору до поверхні, порушуючи слабші шари над нею, і навіть вниз в кірку, яка зазвичай поводилася б пластично. Рух у крихкій корі виробляє тертя, яке генерує тепло, яке може бути достатнім для розплавлення гірської породи місцями. У випадках, коли розрив простягається лише на милю або близько того, землетрус є відносно незначним, як землетрус 1993 Скоттс Міллс на схід від Салема, штат Орегон. Але в рідкісних випадках розрив триває протягом сотень миль, і великий землетрус, як землетрус 1906 в Сан-Франциско або 2002 Деналі, Аляска, землетрус є результатом. В даний час вчені не можуть сказати, чому один землетрус зупиняється після того, як розривається лише невеликий відрізок розлому, але інший сегмент розлому розривається на сотні миль, породжуючи гігантський землетрус.
Розрив спричиняє раптову втрату енергії деформації, яку скеля створила протягом сотень років, що еквівалентно оснащенню дошки або поп повітряної кулі. Удар випромінюється від розриву як сейсмічні хвилі, які рухаються на поверхню і виробляють струшування, яке ми відчуваємо під час землетрусу (рис. 3-11). Ці хвилі бувають трьох основних типів: хвилі P (первинні хвилі), S-хвилі (вторинні або зсувні хвилі) та поверхневі хвилі. P і S хвилі називаються тілесними хвилями, оскільки вони проходять безпосередньо через Землю, тоді як поверхневі хвилі рухаються уздовж поверхні Землі, як брижі в ставку, коли в нього кидається камінь.
P і S хвилі принципово відрізняються (рис. 3-12). А хвиля P легко зрозуміла гравцеві в пул, який «розбиває» набір кульок басейну, розташованих в щільному трикутнику, все зворушливо. Коли биток потрапляє в інші кулі, енергія удару на мить стискає наступний м'яч пружно. Стиснення переноситься на наступний м'яч, потім на наступний, поки весь набір кульок більярду не розкинеться по столу. Пружна деформація паралельна напрямку, в якому рухається хвиля, як показано на верхній діаграмі на малюнку 3-12. P хвилі проходять через тверде тіло, як скеля, і вони також можуть проходити через воду або повітря. Коли хвилі землетрусу проходять через повітря, іноді вони видають шум.
S хвилю можна уявити, прив'язавши один кінець мотузки до дерева. Тримайте мотузку міцно і швидко струсіть її з боку в бік. Ви можете побачити, що виглядає як хвилі, що біжать по мотузці до дерева, спотворюючи форму мотузки. Таким же чином, коли S хвилі проходять через скелю, вони спотворюють її форму. Пружна деформація знаходиться під прямим кутом до напрямку руху хвилі, як показано нижньою діаграмою на малюнку 3-12. S хвилі не можуть проходити через рідину або повітря, і вони не відчуватимуться на борту корабля в морі.
Елемент відео був виключений з цієї версії тексту. Ви можете подивитися його онлайн тут: http://pb.libretexts.org/earry/?p=133 |
 Малюнок 3-12. Два види хвиль (а) P і (b) S хвиль, всі рухаються зліва направо. Зубець Р рухається, поперемінно стискаючи та розширюючи матеріал, через який він проходить, дещо аналогічно руху зупинки та руху на автостраді в годину пік. S хвиля рухається шляхом зсуву матеріалу з боку в бік, аналогічно перевертання мотузки, прив'язаної до дерева. Зверніть увагу на ілюстрацію довжини хвилі для хвиль P і S і амплітуди для S хвиль. Кількість повних довжин хвиль для проходження точки за секунду - це частота. |
Оскільки хвилі S виробляються боковим рухом, вони повільніші, ніж хвилі P, і сейсмолог використовує цей факт, щоб сказати, наскільки далеко він знаходиться від сейсмографа до землетрусу (рис. 3-13). Сейсмограма записує спочатку хвилю P, потім хвилю S. Якщо сейсмолог знає швидкість кожної хвилі, то, знаючи, що обидві хвилі почалися одночасно, можна відпрацювати, наскільки далеко пройшли хвилі землетрусу, щоб досягти сейсмографа. Якщо ми можемо визначити відстань одного землетрусу від декількох різних сейсмографних станцій, ми зможемо знайти епіцентр, який є точкою на поверхні Землі безпосередньо над вогнищем землетрусу. Фокус або гіпоцентр - це точка під поверхнею Землі, де кора або мантія спочатку розриваються, щоб спричинити землетрус (рис. 3-4). Глибина землетрусу нижче поверхні називається його вогнищевою глибиною.
Сучасна трикомпонентна сейсмографна станція надає більше інформації про джерело землетрусу, ніж однокомпонентний сейсмограф, оскільки він складається з трьох окремих сейсмометрів, одного вимірювального руху у напрямку схід-захід, одного вимірювання руху північ-південь та одного вимірювання руху вгору-вниз. Наприклад, сейсмометр схід-захід може визначити, чи йде хвиля зі східного чи західного напрямку, а сейсмограф у Сіетлі міг би розрізнити землетрус у зоні субдукції Каскадія на захід від землетрусу в басейні Паско на схід від Каскадів.
Поверхневі хвилі більш складні. Після досягнення поверхні багато енергії землетрусу буде проходити вздовж поверхні, змушуючи землю підніматися вгору і вниз або розгойдуватися з боку в бік. Деякі люди, які потрапили в землетрус, повідомили, що вони насправді можуть бачити, як земля рухається вгору і вниз, як океанська хвиля, але швидше.
Землетрус випускає складний масив хвиль, з великою різницею в частоті, яка є кількістю хвиль, щоб пройти точку за секунду. Гітарна струна вібрує багато разів на секунду, але послідовні океанські хвилі потрібні багато секунд, щоб досягти очікуючого серфера. Океанська хвиля має низьку частоту, а гітарна струна вібрує з високою частотою. Землетрус можна порівняти з симфонічним оркестром, з віолончелями, фаготами та басовими барабанами, що виробляють звукові хвилі, що вібрують на низьких частотах, і пікколос, флейти та скрипки, які вібрують на високих частотах. Тільки за допомогою швидкісних комп'ютерів сейсмолог може відокремити складні вібрації, вироблені землетрусом, і почати читати і розуміти музику сфер.
Елемент відео був виключений з цієї версії тексту. Ви можете подивитися його онлайн тут: http://pb.libretexts.org/earry/?p=133
Щоб пояснити це, я повертаюся до свого шматка Silly Putty (рис. 3-2). Дурна шпаклівка може бути розтягнута, як жувальна гумка, коли її повільно витягують. Повісьте шматок Silly Putty над бортиком столу, і він буде повільно капати на підлогу під власною вагою, як м'який дьоготь (пластичний потік). Все ж вона має ще одне, здавалося б, суперечливе, властивість, коли воно швидко деформується. Він буде відскакувати, як м'яч, вказуючи на те, що він може бути еластичним. Якщо Silly Putty розтягнута раптово, вона зламається, іноді на кілька частин (крихкий перелом).
Різниця полягає в тому, чи застосовується штам раптово або повільно. Коли деформація застосовується швидко, Silly Putty поглинає деформацію пружно (вона буде відскакувати), або вона буде руйнуватися, залежно від того, чи проходить деформація за свою точку розриву. Землетрусні хвилі дуже швидко деформують гірську породу, і, як Silly Putty, скеля поводиться як пружна тверда речовина. Якщо штам наноситься повільно, глуха шпаклівка тече, майже як дьоготь. Так працює астеносфера і нижня кора. Внутрішні течії, які керують рухом тектоніки плит, надзвичайно повільні, дюйми на рік або менше, і при цих повільних швидкостях потоки гірських порід.
Крім того, коли розлом розриває крихку кору трохи вище крихко-пластичного переходу, розрив розлому може поширюватися вниз на кору, яка поводиться крихко, оскільки розрив розлому генерується з високою швидкістю, на відміну від його реакції на повільну деформацію тектоніки плит. Ми повернемося до цієї теми в главі 4, де ми розглянемо поведінку зони субдукції Каскадії, в якій межа пластини складається з матеріалу ближче до поверхні, який є пружним або схильним до крихкого руйнування за будь-яких умов, більш глибокого шару, який є пластичним за будь-яких умов, і проміжний, або перехідний, шар, який є пластичним, коли напруга застосовується повільно, зі швидкістю тектоніки плит, але є крихким, коли напруга застосовується швидко, оскільки землетрус генерує розлом поширюється вниз. Але навіть найглибший шар пружний до поширення сейсмічних тілесних хвиль.
6. Вимірювання землетрусу
a. величина
Хор високочастотних і низькочастотних сейсмічних хвиль, що випромінюються від землетрусу, вказує на те, що жодне число не може характеризувати землетрус, так само, як жодне число не може бути використано для опису вина Долини Якіма або заходу сонця гори. Реньє або Mt. Капюшон.
Розмір землетрусу колись вимірювався значною мірою виходячи з того, скільки шкоди було завдано. Це було незадовільним для сейсмолога Калтеху Чарльза Ріхтера, який хотів більш кількісний показник розміру землетрусу, принаймні для південної Каліфорнії. Після попередньої роботи, виконаної японцями, Ріхтер в 1935 встановив шкалу магнітуди, засновану на тому, наскільки голка сейсмографа відхиляється сейсмічною хвилею, що генерується землетрусом близько шістдесяти миль (сто кілометрів) від готелю (рис. 3-14). Ріхтер використовував сейсмограф, спеціально розроблений сейсмологом Гаррі Вудом та астрономом Джоном Андерсоном для запису місцевих землетрусів на півдні Каліфорнії. Цей сейсмограф найкраще підходить для тих хвиль, які вібрували з частотою близько п'яти разів на секунду, що трохи схоже на вимірювання того, наскільки гучний оркестр, наскільки голосно він грає середній C. Тим не менш, це дозволило Ріхтеру та його колегам розрізнити великі, середні та малі землетруси в Каліфорнія, що було все, що вони хотіли зробити. Андерсон був астрономом, а сейсмограф був побудований на горі. Обсерваторія Вілсона, яка може пояснювати величину слова, слово, яке також виражає, наскільки яскрава зірка.
Ускладнити проблему для мирянина полягає в тому, що шкала Ріхтера логарифмічна, а це означає, що землетрус магнітудою 5 відхилив би голку сейсмографа Вуда-Андерсона в десять разів більше, ніж землетрус магнітудою 4 (рис. 3-14). А збільшення на одну одиницю величини являє собою приблизно тридцятикратне збільшення викиду накопиченої енергії сейсмічної деформації. Отже, Олімпія, Вашингтон, Землетрус 7.1 квітня 13, 1949, вважалося б вивільненою енергією понад тридцять землетрусів розміром з водоспад Кламат, штат Орегон, землетрус вересня 20, 1993, який був магнітудою 6.
Елемент відео був виключений з цієї версії тексту. Ви можете подивитися його онлайн тут: http://pb.libretexts.org/earry/?p=133
Ріхтер ніколи не стверджував, що його шкала магнітуди, яка зараз називається місцевою магнітудою і маркована ML, була точною мірою землетрусів. Тим не менш, шкала магнітуди Ріхтера охопила засоби масової інформації та широкої громадськості, і це все ще перше, що репортер запитує професіонала про землетрус: «Наскільки він був великий за шкалою Ріхтера?» Шкала магнітуди Ріхтера працює досить добре для малих та середніх землетрусів, але вона погано працює для дуже великих землетрусів, тих, які ми називаємо великими землетрусами. Для них необхідні інші шкали величини.
Щоб записати землетруси на сейсмографах за тисячі миль, сейсмологам довелося використовувати довгоперіодні (низькочастотні) хвилі, оскільки високочастотні хвилі, зафіксовані Ріхтером на сейсмографах Вуд-Андерсона, вимирають за кілька сотень миль від епіцентру. Щоб зрозуміти цю проблему, подумайте про те, як музика хеві-металу лунає на великій відстані від її джерела, живої групи або бум-боксу. Іноді, коли моє вікно відкрите літнім вечором, я чую далекий бумбокс в проїжджаючій машині, але все, що я чую, - це дуже глибокі, або низькочастотні тони бас-гітари, які передають по повітрю ефективніше, ніж високі (високочастотні) гітарні ноти або голоси співаків. Таким же чином низькочастотні хвилі землетрусу можуть бути зафіксовані за тисячі миль від джерела землетрусу, так що ми змогли записати землетрус магнітудою 9 Тохоку-окі в Японії на нашому сейсмографі в Корваллісі, штат Орегон. Низькочастотні тілесні хвилі проходять через Землю і використовуються для вивчення її внутрішньої будови, аналогічно рентгенівським променям людського тіла. Величина тілової хвилі називається m b.
Широко використовувана шкала землетрусу - це шкала магнітуди поверхневої хвилі або MS, яка вимірює найбільше відхилення голки на сейсмографі для поверхневої хвилі, яка займає близько двадцяти секунд, щоб пройти точку (що приблизно така ж частота, як деякі океанські хвилі).
Шкала магнітуди найбільш корисною для професіоналів - це шкала магнітуди моменту, або МВт, яка наближається до вимірювання справжнього розміру землетрусу, особливо великого. Ця шкала пов'язує величину з областю розлому, яка розривається, і величиною ковзання, яке відбувається на несправності. Для багатьох дуже великих землетрусів це можна зробити, вимірявши довжину розриву на поверхні і з'ясувавши, наскільки глибоко поширюється зона афтершоків, обчисливши тим самим площу розриву. Кількість ковзання може бути виміряна на поверхні, а також. Сейсмолог також може виміряти МВт, вивчаючи характеристики низькочастотних сейсмічних хвиль, а геодезист або геодезист (див. Розділ 7 цієї глави) може виміряти його шляхом перевимірювання відносного зміщення орієнтирів зйомки відразу після землетрусу, щоб відпрацювати спотворення грунту поверхні та передбачаючи підповерхневий розлом, який призведе до спостережуваного спотворення (див. Нижче).
Для землетрусів малого та середнього розміру шкали магнітуди розроблені таким чином, що існує відносно невелика різниця між величиною Ріхтера, величиною поверхневої хвилі та величиною моменту. Але для дуже великих землетрусів різниця драматична. Наприклад, як 1906 землетрус у Сан-Франциско, так і землетрус на Алясці 1964 року мали магнітуду поверхневої хвилі 8,3. Однак землетрус у Сан-Франциско мав магнітуду лише 7,9, тоді як землетрус на Алясці мав магнітуду моменту 9.2, що зробило його другим за величиною землетрусом двадцятого століття. Площа поверхні розриву розлому в землетрусі на Алясці була розміром з штат Айова!
б. інтенсивність
Вимірювання розміру землетрусу енергією, яку він вивільняє, - це все добре і добре, але все ж важливо виміряти, скільки шкоди він завдає у критичних місцях (наприклад, де ви чи я або наші близькі трапляються, коли землетрус завдає удару). Це вимірювання називається інтенсивністю землетрусу, яка вимірюється за шкалою римських цифр (табл. 3-1). Інтенсивність III означає відсутність шкоди, і не всі це відчувають. Інтенсивність VII або VIII передбачає помірні пошкодження, особливо для погано побудованих будівель, тоді як інтенсивність IX або X завдає значної шкоди. Інтенсивність XI або XII, яка, на щастя, зустрічається рідко, характеризується майже повним руйнуванням.
Інтенсивність землетрусу заснована на післяземлетрусної зйомці великої площі. Пошкодження відзначається, і людей допитують про те, що вони відчували. Карта інтенсивності - це серія концентричних ліній, нерегулярних, а не кругових, в яких найвищі інтенсивності, як правило, (але не завжди) найближчі до епіцентру землетрусу. Для ілюстрації показана карта інтенсивності землетрусу Scotts Mills 1993 року в долині Вілламетт в штаті Орегон (рис. 3-15). Високі інтенсивності були зафіксовані поблизу епіцентру, як і очікувалося. Але на інтенсивність можуть впливати і характеристики грунту. Будинки на твердій скелі, як правило, дорожать краще (і, таким чином, піддаються меншій інтенсивності), ніж будівлі на товстому м'якому грунті. Контур інтенсивності VI випирає навколо столиці міста Салема, а контур інтенсивності V нахиляється на південь, щоб включити місто Олбані. Обидва знаходяться вздовж річки Вілламетт (пунктирна лінія на рис. 3-15), де м'які річкові відкладення посилювали сильне струшування. Ефект м'яких ґрунтів розглядається далі в розділі 8.
| Модифікована шкала інтенсивності Меркаллі |
|---|
| Я Чи не відчувається хіба що дуже мало, за особливо сприятливих обставин. |
| II Відчувається лише декількома особами в спокої, особливо на верхніх поверхах будівель. Делікатно підвішені предмети можуть розгойдуватися. |
| III Відчувається досить помітно в приміщенні, особливо на верхніх поверхах будівель, але багато людей не визнають це землетрусом. Стоячі автомобілі можуть трохи розгойдуватися. Вібрації схожі на проїзд вантажівки. |
| IV Протягом дня багато хто відчував себе в приміщенні, на вулиці мало хто. Вночі деякі прокинулися. Посуд, вікна, двері порушуються; стіни видають скрип. Відчуття, як важка вантажівка вражає будівлю. Стоячі автомобілі помітно розгойдувалися. |
| V Відчувається майже всіма; багато хто прокинувся. Деякі посуд, вікна тощо зламані; тріснута штукатурка в декількох місцях; нестійкі предмети перекинулися. Порушення дерев, стовпів та інших високих предметів іноді помічаються. Маятникові годинники можуть зупинитися. |
| VI Відчувається всіма, багато лякаються і бігають на вулицю. Деякі важкі меблі переїхали; кілька екземплярів випала штукатурка і пошкоджені димоходи. Пошкодження незначні; кладка D тріснула. |
| VII Всі бігають на свіжому повітрі. Пошкодження незначні в будинках хорошого проектування та будівництва; незначні до помірні в добре побудованих звичайних спорудах; значні в погано побудованих або погано спроектованих конструкціях (кладка D); деякі димоходи зламані. Помітили особи, які керують автомобілями. |
| VIII Пошкодження незначні в спеціально спроектованій конструкції; відсутність пошкоджень кладки А, деякі пошкодження кладки В, значні пошкодження кладки С при частковому обваленні. панельні стіни викидаються з каркасних конструкцій. Падіння димоходів, заводських штабелів, колон, пам'ятників, стін. Каркасні будинки зрушили з фундаментів, якщо їх не закріпити болтами. Важкі меблі перекинулися. Пісок і бруд викидаються в невеликих кількостях. Зміни колодязної води. Особи за кермом автомобілів заважали. |
| IX Пошкодження значні в спеціально спроектованих конструкціях; добре спроектовані каркасні конструкції, викинуті з схилу; великі в значних будинках, з частковим обваленням. Кладка Б серйозно пошкоджена, кладка С сильно пошкоджена, частина з частковим обваленням, кладка D зруйнована. Будинки зрушені з фундаментів. Грунт помітно потріскався. Підземні труби зламані. |
| X Деякі добре побудовані дерев'яні споруди зруйновані; більшість кам'яних і каркасних конструкцій зруйновані з фундаментами; грунт сильно потріскався. Рейки гнуті. Зсуви значні з берегів річок і крутих схилів. Зміщуються пісок і бруд. Вода плескалася по банках. |
| XI Мало хто, якщо такі є, кладочні конструкції залишаються стоячими. Мости зруйновані. Широкі тріщини в землі. Підземні трубопроводи повністю наш сервіс. Земля спадає і земля ковзає в м'якому грунті. Рейки сильно гнуться. |
| XII Пошкодження загальна. Хвилі видно на поверхні землі. Лінії зору і рівень спотворюються. Предмети, викинуті в повітря. |
| Цегляна кладка A Хороша обробка, розчин та дизайн; армований, особливо збоку, і бій разом, використовуючи сталь, бетон тощо. Цегляна кладка B Хороша обробка та розчин, підсилюють, але не розроблені детально, щоб протистояти бічним силам. Цегляна кладка C Звичайна обробка та розчин, відсутність надзвичайної слабкості, як невдача зв'язати на кутах, але ні посилена, ні розроблена проти горизонтальних сил. Цегляна кладка D |
На північному заході Тихого океану створення карти інтенсивності за допомогою анкет зараз робиться в Інтернеті. Ви можете внести свій вклад в науку. Якщо ви відчуваєте землетрус, перейдіть на http://www.ess.washington.edu і натисніть на Тихоокеанські північно-західні землетруси, який перенесе вас до Тихоокеанської Північно-Західної мережі сейсмографа. Натисніть на Повідомити про землетрус. Це викликає фразу, чи відчували ви це? Натисніть на свій стан, і ви можете заповнити звіт і подати його в електронному вигляді. Отримана карта показує інтенсивність у кольорі, за поштовим індексом, і називається Карта інтенсивності Інтернету спільноти (CIIM). На малюнку 3-16 показаний CIIM для 2001 Nisqually землетрусу. Землетрус М 3.7 біля Бремертона, штат Вашингтон, 29 травня 2003 року набрав понад тисячу відповідей за перші двадцять чотири години.
Малюнок 3-17 пов'язує інтенсивність землетрусу з максимальною величиною прискорення землі (пікове прискорення землі, або PGA), яке вимірюється за допомогою спеціального приладу, званого акселерографом сильного руху. Прискорення вимірюється у відсотках від сили тяжіння Землі. Вертикального прискорення в один г буде достатньо, щоб підняти вас (або що-небудь інше) від землі. Очевидно, що це матиме великий вплив на шкоду, нанесену землетрусом на даному місці. Пікова швидкість землі (PGV) також регулярно вимірюється.
На північному заході Тихого океану створення карти інтенсивності за допомогою анкет тепер робиться в Інтернеті. Якщо ви відчуваєте землетрус, перейдіть на http://www.ess.washington.edu і натисніть на Тихоокеанські північно-західні землетруси, який перенесе вас до Тихоокеанської Північно-Західної мережі сейсмографа. Натисніть на Повідомити про землетрус. Це викликає фразу, чи відчували ви це? Натисніть на свій стан, і ви можете заповнити звіт і подати його в електронному вигляді. Карта, яка результатів показує інтенсивність за поштовим індексом і називається Карта інтенсивності Інтернету спільноти (CIIM). На малюнку 3-16 показаний CIIM для 2001 Nisqually землетрусу. Землетрус М 3.7 біля Бремертона, штат Вашингтон, 29 травня 2003 року набрав понад тисячу відповідей за перші двадцять чотири години.
Інтернет-карта інтенсивності не генерується досить швидко, щоб бути корисною для керівників надзвичайних ситуацій, яким потрібно швидко знайти райони найвищої інтенсивності, і, отже, райони, де пошкодження, ймовірно, будуть найбільшими. Які ресурси необхідно мобілізувати, і куди їх направляти? Проект TRiNet був розроблений для південної Каліфорнії Геологічною службою США (USGS), Каліфорнійською геологічною службою та Каліфорнійською геологічною службою за підтримки Федерального агентства з надзвичайних ситуацій (FEMA), скориставшись великою кількістю сейсмографів у штаті, детальний знання активних розломів регіону, а також типів ґрунтів можуть призвести до високих прискорень. Після землетрусу в Нортріджі 1994 року цей проект розробив ShakeMap, який приймає розрахункову величину, глибину, причинний розлом, напрямок поширення розриву та типи ґрунтів для отримання карти інтенсивності протягом п'яти хвилин після землетрусу. Програмне забезпечення ShakeMap було встановлено в Тихоокеанській північно-західній сейсмографній мережі в Вашингтонському університеті в січні 2001 року, за місяць до землетрусу Nisqually, і все ще перебувало в тестовому режимі, коли цей землетрус стався. ShakeMap для цього землетрусу, який був доступний для громадськості через день після землетрусу, показаний на малюнку 3-17. Ви можете отримати доступ до ShakeMap, навіть для менших землетрусів, через http://www.trinet.org/shake або через веб-сайт Тихоокеанської північно-західної сейсмографної мережі.
Як зазначалося вище, Інтенсивність VII та VIII може призвести до значної шкоди погано побудованим будівлям, тоді як добре побудовані будівлі повинні подолати ці інтенсивності з набагато меншими збитками. Це вказує на важливість сейсмостійкої конструкції та міцних будівельних норм, розглянутих далі в розділах 11 і 12. За винятком саману, майже всі будівлі будуть їздити з інтенсивності VI або менше, навіть якщо вони погано побудовані. У рідкісних випадках, коли інтенсивність досягає XI або XII, багато будівель зазнають невдачі, навіть якщо вони добре побудовані. Але для більш поширених інтенсивностей VII - X сейсмостійке будівництво, ймовірно, означатиме різницю між обваленням будівлі, з втратою життя, і виживаністю будівлі та її мешканців.
Вимірювання інтенсивності є єдиним способом оцінити величини історичних землетрусів, що потрапили до розробки сейсмографів. Оцінки величини на основі даних інтенсивності проводилися десятиліттями, але вони були настільки суб'єктивними, що оцінки величини та місця епіцентру, зроблені таким чином, були ненадійними. Наприклад, епіцентр погано вивченого землетрусу 14 грудня 1872 року був розміщений у багатьох місцях на північному сході Вашингтона і навіть на півдні Британської Колумбії, з оцінками магнітуди до М 7,4. Чи можуть ці оцінки бути більш кількісними, і тим самим більш корисними в оцінках небезпеки землетрусу?
Білл Бакун і Карл Вентворт з USGS з'ясували спосіб зробити це. По-перше, їм довелося справлятися з поведінкою сейсмічних хвиль, що проходять через частини Землі, які реагують на сейсмічні хвилі по-різному. Сейсмічні хвилі вимирають (ослаблюють) швидше в одних ділянках Землі, ніж в інших. Це все одно, що бити молотком розпилене колоду і слухати звук на іншому кінці. Якщо деревина хороша, молоток видає чистий звук. Однак, якщо деревина гнила, молоток йде «на роздуми». Вимірюючи загасання («туманність») та швидкості хвиль більш пізніх землетрусів, які мали величини, визначені сейсмографами, Бакун і Вентворт змогли відкалібрувати поведінку земної кори поблизу доінструментальних землетрусів в тому ж регіоні. Величина, виміряна таким чином, називається величиною інтенсивності, або ІМ.
Бакун об'єднався з кількома колегами, включаючи Рут Людвін з Вашингтонського університету та Маргарет Хоппер з USGS, які вже зробили дослідження землетрусу 1872 року, і проаналізували землетруси двадцятого століття з інструментально визначеними величинами як на схід, так і на захід від Каскадів, щоб взяти в враховують різну поведінку земної кори на заході порівняно зі східним Вашингтоном. Вони порівняли інтенсивність цих сучасних землетрусів з інтенсивністю, повідомленою від землетрусу 1872 року в сімдесяти восьми місцях, щоб знайти епіцентр та магнітуду, які найкраще відповідали схемі інтенсивності, що спостерігалася в 1872 році. Землетрус, вони визначили, був розташований на південь від озера Челан з MI оцінюється як 6.8. (Цей землетрус обговорюється далі в розділі 6.)
c Рішення на площині несправностей
У перші дні сейсмографії досить було точно визначити землетрус і визначити його величину. Але сейсмічні хвилі містять набагато більше інформації, в тому числі і про визначення типу несправності. Сейсмограма показує, що перший рух землетрусу P-хвиля - це або поштовх до сейсмографа, або відтягування від нього. За допомогою сучасних трикомпонентних мереж на північному заході та прилеглих частинок Канади можна визначити зв'язок поштовху або тяги на багатьох станціях, що призводить до інформації про те, чи є землетрус на зворотному несправності, нормальному несправності або несправності ударно-ковзання (як показано на малюнку 3-18, що вказує на землетруси були на нормальному розломі, в якому хвиля землетрусів виштовхнула назовні горизонтально з гіпоцентру, подібно землетрусу 1993 року Кламат Фолс). Більшість землетрусів не супроводжуються поверхневим розлом, тому рішення площини розлому є найкращим доказом типу несправності, що спричиняє землетрус. Розлом, що породжує вересень 1993 Кламат Фолс, штат Орегон, Землетруси не розірвали поверхню, але їх несправності площині рішення показали, що вони були викликані розривом нормального розлому, що вражає приблизно північно-північний захід, за погодженням з місцевою геологією (для подальшого обговорення див. Розділ 6). Сейсмічні хвилі, записані в цифровому вигляді на широкосмугових сейсмографах, здатні записувати багато частот сейсмічних Вони можуть бути проаналізовані, щоб показати, що землетрус може складатися з декількох розривів протягом декількох секунд один від одного, деякі з дуже різними рішеннями несправності.
Елемент відео був виключений з цієї версії тексту. Ви можете подивитися його онлайн тут: http://pb.libretexts.org/earry/?p=133
7. Вимірювання деформації земної кори безпосередньо:
тектонічна геодезія
Як було зазначено на початку цієї глави, Гаррі Ф.Рід базував свою теорію пружного відскоку на зміщенні орієнтирів обстеження відносно один одного. Ці орієнтири зафіксували повільну пружну деформацію земної кори до землетрусу в Сан-Франциско 1906 року. Після землетрусу орієнтири відкинулися назад, тим самим даючи оцінку тектонічної деформації поблизу розлому Сан-Андреас незалежно від сейсмографів або геологічних спостережень. Продовження вимірювань орієнтирів фіксує накопичення деформації до наступного землетрусу. Якщо геологія фіксує минулі землетруси, а сейсмографи фіксують землетруси, як вони відбуваються, вимірювання накопичення тектонічного деформації говорить щось про землетруси майбутнього.
Робота Рейда означає, що великий внесок у розуміння землетрусів може зробити галузь цивільного будівництва під назвою геодезія: вимірювання землі відстані між маркерами зйомки (трилатерація), горизонтальні кути між трьома маркерами (тріангуляція) ), і різниця висот між двома маркерами зйомки (нівелювання).
Геодезисти повинні знати про вплив землетрусів на межі власності. Геодезія зазвичай передбачає, що земля залишається там, де вона є. Але якщо землетрус супроводжується зміщенням десятифутового удару ковзання на несправності, що перетинає вашу власність, чи будуть ваші лінії власності також зміщені? В Японії, де окремі рисові поля та чайні сади мають межі власності, яким сотні років, межі власності зміщуються. Карта земельної зйомки частини острова Сікоку показує межі власності рисових рисових рисів, компенсованих великим землетрусом розлому в 1596 році н.е.
Необхідність проведення точних геодезичних вишукувань призводить до науки про геодезію, вивчення форми і конфігурації Землі, дисципліни, яка входить до складу цивільного будівництва. Тектонічна геодезія - це порівняння досліджень, виконаних у різний час для виявлення деформації земної кори між часом зйомок.
Після відкриття Рейда, Берегова та геодезична зйомка США (нині Національна геодезична зйомка) взяла на себе відповідальність за тектонічну геодезію, що призвело їх до сейсмології сильного руху. Якийсь час Берегова та геодезична зйомка була єдиним федеральним агентством з мандатом на вивчення землетрусів (див. Розділ 13).
Після великого землетрусу на Алясці 1964 року USGS почали цікавитися тектонічною геодезією як способом вивчення землетрусів. Лідером у цьому зусиллі був молодий геофізик на ім'я Джим Севідж, який порівняв дослідження до і після землетрусу, щоб виміряти зміни земної кори, які супроводжували землетрус. Перепади висот були настільки великими, що уздовж берегової лінії Аляски їх можна було легко побачити без геодезичних приладів: рівень моря раптово піднімався там, де земля спускалася, і здавалося, що вона опускалася там, де земля піднімалася вгору. (Звичайно, рівень моря фактично не піднімався і не падав, рівень суші змінився.)
Аж до моменту землетрусу деякі вчені вважали, що розломи у глибоководних траншей були вертикальними. Але Savage, працюючи з геологом Джорджем Плафкером, зміг використати відмінності в обстеженнях, щоб показати, що великий розлом зони субдукції, який спричинив землетрус, провалюється м'яко на північ, під землею Аляски. Потім Savage і Plafker вивчали ще більший землетрус в зоні субдукції, який вразив південну Чилі в 1960 (момент магнітудою M w 9.5, найбільший землетрус коли-небудь зафіксований) і показав, що розлом землетрусу в чилійській глибоководній траншеї занурюється під Південноамериканський континент. Сейсмологи, використовуючи нещодавно створені високоякісні сейсмографи, створені для моніторингу випробувань ядерної зброї, підтвердили це, показавши, що землетруси визначали зону занурення на сушу, яку можна було простежити за сотнями миль під поверхнею. Вони стали називатися зонами Вадаті-Беніоффа, названі на честь сейсмологів, які вперше описали їх. Всі ці відкриття були будівельними блоками в новій теорії тектоніки плит.
У 1980 році Севідж звернув свою увагу на зону субдукції Каскадія біля Вашингтона і Орегону. Цієї зони субдукції майже повністю не вистачало землетрусів і вважалося деформуватися без землетрусів. Але Savage, відроджуючи мережі в районі Пьюджет-Саунд і навколо Хэнфордської ядерної резервації на сході Вашингтона, виявив, що ці райони накопичують еластичну деформацію, як райони на Алясці та розломі Сан-Андреас. Потім Джон Адамс, молодий геолог Нової Зеландії, пересадив до Геологічної служби Канади, перевиміряв вирівнювальні лінії через узбережжя хребта і виявив, що прибережний регіон нахиляється на схід до долини Вілламетт і Пьюджет-Саунд, надаючи додаткові докази пружної деформації. Ці геодезичні спостереження мали вирішальне значення для переконання вчених у тому, що зона субдукції Каскадія здатна до великих землетрусів, як зони субдукції південної Аляски та Чилі (див. Главу 4).
У той же час система розлому Сан-Андреас досліджувалася вздовж павутини вимірювань довжини лінії між орієнтирами по обидва боки несправності. Ресурси проводилися раз на рік, частіше пізніше в проекті. Результати підтвердили теорію пружного відскоку Рейда, а велика кількість орієнтирів та більш часті геодезичні кампанії додали точності, якої раніше не вистачало. Мало того, що Севідж та його колеги могли визначити, наскільки швидко наростає напруга на розломах Сан-Андреас, Хейворд та Калаверас, вони навіть змогли визначити, наскільки глибоко в земній корі заблоковані розломи.
Після землетрусу в долині Сан-Фернандо поблизу Лос-Анджелеса в 1971 році, Savage релевантував оглядові лінії, які перетнули поверхневий розрив. Він зміг використати геодезичні дані для відображення несправності джерела, що занурюється під гори Сан-Габріель, так само, як він зробив для розлому землетрусу Аляски сім років тому. Зображення несправності джерела на основі тектонічної геодезії можна порівняти з розломом, освітленим розподілом афтершоків та поверхневою геологією розлому. Це була б хвиля майбутнього в аналізі каліфорнійських землетрусів.
Тим не менш, методи обстеження землі були занадто повільними, занадто громіздкими і занадто дорогими. Основна проблема полягала в тому, що базові показники були короткими, тому що геодезисти повинні були бачити від одного орієнтира до іншого, щоб зробити вимірювання.
Рішення проблеми прийшло з космосу.
Спочатку вчені з Національного управління аеронавігації та космосу (NASA) виявили таємничі, регулярно рознесені радіосигнали від квазарів у глибокому космічному просторі. Аналізуючи ці сигнали одночасно з декількох радіотелескопів, коли Земля оберталася, відстані між радіотелескопами можуть бути визначені з великою точністю, навіть якщо вони були сотні миль один від одного. І ці відстані змінювалися з плином часу. Використовуючи техніку під назвою Дуже довга базова інтерферометрія (VLBI), NASA змогла визначити рух радіотелескопів з одного боку розлому Сан-Андреас щодо телескопів з іншого боку. Ці рухи підтвердили спостереження Savage, хоча використовувані радіотелескопи знаходилися за сотні миль від розлому Сан-Андреас.
Довжина базової лінії перестала бути проблемою, і рух радіотелескопа на базі ВПС Ванденберг можна було порівняти з телескопом в пустелі Мохаве, на північному сході Каліфорнії, на Гаваях, в Японії, в Техасі або в Массачусетсі. Використовуючи VLBI, вчені NASA змогли показати, що рухи тектоніки плит, виміряні протягом багатьох сотень тисяч років, з тією ж швидкістю, що і рухи, виміряні лише кілька років - тектоніка плит в режимі реального часу.
Але радіотелескопів не вистачало, щоб зрівнятися з щільною мережею оглядових станцій Savage через розлом Сан-Андреас. Знову ж таки, рішення прийшло з космосу, цього разу з групи (званої сузір'ям) супутників NAVSTAR, які обертаються навколо Землі на висоті близько дванадцяти тисяч миль. Це перетворилося на глобальну систему позиціонування, або GPS.
GPS був розроблений військовими таким чином, щоб розумні бомби могли нульовувати окремі будівлі в Багдаді або Белграді, але недорогі GPS-приймачі дозволяють мисливцям знаходитися в горах, а рибальські човни, щоб розташовуватися в морі. Ви можете встановити його на приладовій панелі вашого автомобіля, щоб знайти, де ви знаходитесь в чужому місті. GPS зараз широко використовується в рутинних геодезичних зйомках. У тектонічній геодезії не має значення, де саме ми знаходимося, а лише там, де ми знаходимося відносно останнього часу, коли ми вимірювали. Це дозволяє вимірювати невеликі зміни лише на частку дюйма, що достатньо для вимірювання накопичення деформації. Невизначеність щодо варіацій тропосфери високо над Землею означає, що GPS набагато краще вимірює горизонтальні зміни, ніж вертикальні зміни; вирівнювання за допомогою GPS є менш точним, ніж вирівнювання на основі наземних досліджень.
Лабораторія реактивного руху НАСА в Пасадені разом з вченими з Калтеху та Массачусетського технологічного інституту розпочали серію оглядових кампаній у південній Каліфорнії наприкінці 1980-х років, і вони підтвердили попередні наземні вимірювання та вимірювання VLBI. GPS-кампанії можна було зробити швидко і недорого, і, як і VLBI, не потрібно було бачити між двома сусідніми наземними точками огляду. Потрібно було лише для всіх станцій зафіксувати один або кілька орбітальних супутників NAVSTAR.
Окрім вимірювання довгострокового накопичення пружної деформації, GPS змогла виміряти викид деформації в землетрусі Ландерса 1992 року в пустелі Мохаве та землетрусі Нортрідж 1994 року в долині Сан-Фернандо. Оглядова мережа навколо долини Сан-Фернандо була досить щільною, щоб GPS міг визначити розмір та орієнтацію площини розлому джерела та величину зміщення під час землетрусу. Це визначення величини було незалежним від вимірювань джерела розлому, проведених за допомогою сейсмографії або геології.
Окрім вимірювання довгострокового накопичення пружної деформації, GPS змогла виміряти викид деформації в землетрусі Ландерса 1992 року в пустелі Мохаве та землетрусі Нортрідж 1994 року в долині Сан-Фернандо. Оглядова мережа навколо долини Сан-Фернандо була досить щільною, щоб GPS міг визначити розмір та орієнтацію площини розлому джерела та величину зміщення під час землетрусу. Це визначення величини було незалежним від вимірювань джерела розлому, проведених за допомогою сейсмографії або геології.
До моменту землетрусу Ландерса тектонічні геодезисти визнали, що GPS в стилі кампанії, в якій бригади геодезистів виїжджали на поле кілька разів на рік, щоб перевиміряти свої наземні геодезичні точки, було недостатньо. Вимірювання повинні були бути більш частими, а час зайняття окремих ділянок повинен бути довшим, щоб підвищити рівень впевненості в виміряних тектонічних змінам і шукати можливі короткочасні геодезичні зміни, які можуть передувати землетрусу. Таким чином, постійні приймачі GPS були встановлені у критичних місцях, які, як було показано, стабільні проти інших типів руху землі, не пов'язаних з тектонікою, таких як падіння грунту або заморожування-відтавання. Постійна мережа була недостатньо щільною, щоб забезпечити точну міру або землетрусу Ландерс, або Нортрідж, але зафіксовані ними зміни показали великі перспективи на майбутнє.
Після Нортріджа геодезичні мережі були створені в південній Каліфорнії, районі затоки Сан-Франциско та районі Великого басейну, включаючи Неваду та Юту. На північному заході Тихого океану група вчених, включаючи Херб Драгерт з Тихоокеанського геонаукового центру в Сідні, до н.е., і Меган Міллер, потім Центрального Вашингтонського університету в Елленсбурзі, організувала мережі для Тихоокеанського північно-західного геодезичного масиву під назвою Тихоокеанський північно-західний геодезичний масив (PANGA) та Західна Канада Деформаційний масив, спираючись на поточну роботу Джима Севіджа та його колег по USGS. На малюнку 3-19 показано GPS-приймач, який використовується для вимірювання косейсмічної деформації в мережі PANGA, в даному випадку в Олімпійському національному парку, де на eif ранні дослідження GPS на північному заході проводилися під керівництвом Джима Севіджа. Постійні масиви все ще доповнені кампаніями GPS для отримання більш щільного покриття, ніж можна отримати з постійними станціями. Масив PANGA показує, що деформація північноамериканської кори є відносно складною, включаючи обертання за годинниковою стрілкою навколо уявної точки в самому північно-східному Орегоні і здавлювання кори з півночі на південь в Пьюджет-Саунд (рис. 3-20). Це обертання за годинниковою стрілкою не було розпізнано до GPS, але це, очевидно, важлива функція першого порядку.
Землетрус Ландерса викликав ще один сюрприз з космосу. Європейський супутник отримував радіолокаційні знімки пустелі Мохаве до землетрусу, і після цього він зробив більше знімків. Радіолокаційні знімки схожі на звичайні аерофотознімки, за винятком того, що зображення засноване на звукових хвиль, а не світлових хвиль. За допомогою комп'ютера зображення до і після були покладені один на одного, а там, де земля рухалася під час землетрусу, він виявив смугастий візерунок, званий інтерферограмою. Схеми зміщення, близькі до розриву та в гірській місцевості, були занадто складними, щоб їх можна було побачити, але далі схеми радіолокаційної інтерферометрії були простішими, виявляючи величину деформації кори далеко від поверхневого розриву. Зсуви відповідали точковим зміщенням, виміряним GPS, і, як і у випадку з GPS, радіолокаційна інтерферометрія забезпечила ще один незалежний метод вимірювання переміщення, спричиненого землетрусом. Техніка навіть змогла показати картину деформації деяких великих підземних поштовхів Ландерса. Інтерферограми були створені для землетрусів Northridge і Hector Mine; вони навіть використовувалися для вимірювання повільного накопичення тектонічного деформації на схід від затоки Сан-Франциско та набухання землі над піднімається магмою поблизу вулкана Південна сестра в Орегоні.
8. Резюме
Землетруси виникають, коли пружна деформація накопичується в корі до тих пір, поки міцність кори не буде перевищена, і кора розривається вздовж розлому. Деякі розриви розлому не досягають поверхні і виявляються тільки сейсмограмами, але багато більші землетруси супроводжуються поверхневим розривом, який можуть вивчити геологи. Зворотні несправності рідше розривають поверхню, ніж несправності при ударному ковзанні або нормальні несправності. Спеціальний клас низькокутного зворотного розлому під назвою сліпа тяга не досягає поверхні, але згинає породи на поверхні в складку, звану антикліном. Палеосейсмологія розширює опис сучасних землетрусів назад в передісторію, з метою вивчення швидкості ковзання та інтервалу повторення землетрусів вздовж даного розлому.
У минулому столітті були зафіксовані землетруси на сейсмограмах, причому величина землетрусу, його величина, виражена амплітудою хвилі землетрусу, зафіксованої на сейсмографній станції, а відстань землетрусу - від станції сейсмографа виходячи з затримки часу прибуття повільніше хвилі зсуву (S) порівняно з хвилями стиснення (P). Проблемою вимірювання величини землетрусу таким чином є широкий спектр сейсмічних коливань, вироблених оркестром землетрусу. Кращою мірою розмірів великих землетрусів є величина моменту, розрахована з площі розриву розлому і зміщення розлому під час землетрусу. Окрім магнітуди, сейсмографи вимірюють глибину землетрусу та характер та орієнтацію зсуву розломів у джерелі землетрусу.
Інтенсивність землетрусу - це міра ступеня сильного струсу в даній місцевості, важлива для вивчення пошкоджень. Інформація з щільного масиву сейсмографів у міських районах, у поєднанні з геологією розлому та типами поверхневих ґрунтів, дозволяє створювати карти інтенсивності протягом п'яти хвилин після землетрусу, що досить швидко, щоб направити групи реагування на надзвичайні ситуації на райони, де пошкодження, ймовірно, будуть найбільшими. Спираючись на краще знання земної кори в добре обладнаних районах, можна навіть визначити величину землетрусів, що потрапили в досейсмографную епоху.
Тектонічна геодезія, особливо використання GPS, дозволяє вимірювати тривале накопичення пружної деформації в земній корі і звільнення деформації після сильного землетрусу. Якщо геологія фіксує минулі землетруси, а сейсмографія реєструє землетруси, як вони відбуваються, тектонічна геодезія фіксує нарощування деформації до землетрусів майбутнього.
9. Джерела землетрусу Каскадія
Наступні три глави описують три джерела землетрусів на північному заході Тихого океану (рис. 3-21). Глава 4 описує перше і найбільше джерело, межу між плитою Хуана де Фука-Горда та Північноамериканською плитою, відомою як зона субдукції Каскадія (суцільна червона лінія на малюнку 3-21). Глава 5 описує глибокі землетруси, в основному на суші, в межах спадної плити Хуан де Фука, яка називається землетрусами на плиті. Глава 6 описує землетруси в Північній Америці плити, включаючи розлом Сіетла у Вашингтоні та два землетруси в Орегоні в 1993 році.
Пропозиції щодо подальшого читання
Бакун, В.Х., Р.А. Хаугеруд, М.Г. Хоппер, і Р.С. Людвін. 2002. Грудень 1872 штату Вашингтон землетрус: Бюлетень сейсмологічного товариства Америки, v. 92, p. 3239-58.
Бакун, В.Х., і К.М. Вентворт. Оцінка місця та магнітуди землетрусу за даними сейсмоінтенсивності: Вісник Сейсмологічного товариства Америки, v. 87, c. 1502-21.
Болт, Б.А. 2004. Землетруси: 5th Edition: Нью-Йорк: WH. Freeman & Co., 378 стор., Більш детальне обговорення сейсмографів і сейсмічних хвиль, написане для мирянина.
Брумбо, Д. С. 1999. Землетруси: наука і суспільство. Верхня річка Сідло, Нью-Джерсі: Прентіс-Холл. Поглиблене висвітлення землетрусів, інструментів, що використовуються для їх опису, та стандартів особистої безпеки та будівництва будівель.
Комітет з науки про землетруси. 2003 р. Життя на активній Землі: перспективи науки про землетруси. Вашингтон, округ Колумбія: Національна академія преси, 418 с., www.nap.edu
Картер, В.Е., і Д. С. Робертсон. 1986 рік. Вивчення землі методом дуже довгої базової інтерферометрії: Науковий американський, т. 255, № 5, с. 46-54. Написано для миряни.
Діксон, Т. Вступ до системи глобального позиціонування та деяких геологічних застосувань: огляди геофізики, т. 29, с. 249-76.
Хаф, С.Е. 2002. Землетрясіння науки: що ми знаємо (і не знаємо) про землетруси. Прінстон, штат Нью-Джерсі: Princeton University Press, 238 p., Написано для мирянина.
Ірис Сейсмічний монітор. http://www.iris.edu/seismon/ Моніторинг землетрусів по всьому світу в майже режимі реального часу, відвідування всесвітніх сейсмічних станцій. Землетруси М 6 або більше пов'язані зі спеціальними інформаційними сторінками, які пояснюють, де, як і чому кожного землетрусу.
Лі, В.Х.К. 1992. Сейсмологія, спостережні. Академічна преса, Енциклопедія фізичної науки і техніки, т. 15, с. 17-45.
Ліллі, Р.Дж. 1999. Цілісна геофізика Землі: Енглвудські скелі, Нью-Джерсі: Прентіс-Холл, 361 с.
Прескотт, В.Х., Дж. Девіс, і Дж. Л. Вимірювання глобальної системи позиціонування для деформації земної кори: точність та точність. Наука, т. 244, с. 1337-40.
Ріхтер, C., 1958, Елементарна сейсмологія: Сан-Франциско: W.H. Freeman and Co., 468 p Класичний підручник з сейсмології землетрусів, все ще корисний після більш ніж сорока років.
Шольц, С. 2002. Механіка землетрусів і несправностей, друге видання. Cambridge University Press, 496 p Технічна обробка того, як гірські породи деформуються і виробляють землетруси.
Сайт SCIGN розроблений як навчальний модуль для тектонічної геодезії: http://scign.jpl.nasa.gov/learn/
Вальд, Дж., Кіторіано, Т. Хітон, Х. Канаморі, К.В. Скривнер, і К.В. Ворден. 1999. Trinet ShakeMaps: Швидке генерація інструментальних карт руху землі та інтенсивності для землетрусів на півдні Каліфорнії. Спектри землетрусу, т. 15, стор. 537-55.
Вальд, Дж., Ворден, і В.Кватріано. 2002. ShakeMap: оновлення. Листи сейсмологічних досліджень, v. 73, стор. 255.
Єйтс, Р.С., К.Е. Сіе, і К.Р. Аллен. 1997. Геологія землетрусів. Нью-Йорк: Преса Оксфордського університету, 568 с., глави 2, 3, 4 та 5, стор. 17-113.