Батыр Каррыев - Вот пришло землетрясение. Факты, причины, гипотезы и последствия

Магнитуда Токийского землетрясения 1923 года по шкале Рихтера была 8.3, Ашхабадского 1948 года – 7.3, Чилийского 1960 года 8.5, Ташкентского 1966 года – 5.6, Спитакского 1978 года – 7.0, землетрясения в Грузии 1991 года – 7.2.

Поскольку энергия и глубина очагов этих землетрясений различались, то и вызванные ими на поверхности сотрясения были разной силы (интенсивности). Их очаги располагались на разной глубине от земной поверхности и на разном удалении от крупных населённых пунктов соответственно их разрушающий – поражающий эффект для них был различен.

Оценка силы колебаний – интенсивности сотрясений на земной поверхности производится отличными от измерения энергии землетрясения способами с использованием т.н. макросейсмических шкал. До появления инструментов для записи сейсмических колебаний их использовали для оценки силы землетрясения в баллах. Они применяются и сейчас в целях определения необходимой сейсмостойкости инженерных сооружений. Правда, в расчетах уже используются не баллы, а ожидаемые или проявившиеся на земной поверхности ускорения.

В России применяется 12-ти балльная макросейсмическая шкала МSK-64 (см. Приложение). По ней сотрясения поверхности называют неощутимыми при интенсивности до III баллов, ощутимыми, если они превышают III балла, сильными до VII баллов, разрушительными при VII – VIII баллах и катастрофическими начиная с IX и выше.

В странах Европы используется созданная в 1902 году шкала Меркалли-Канкани (ММ). В США модифицированный Вудом и Ньюмэном в 1931 году вариант шкалы ММ. В странах Латинской Америки разработанная в 1883 году десятибалльная шкала Росси-Фореля (РФ). В Японии используется собственная семибалльная шкала интенсивностей «JMA Seismic Intensity».

Чтобы отличать шкалы оценки энергии (мощности) землетрясений от шкал измерения интенсивности их проявления на земной поверхности используются различное их цифровое обозначение. Так безразмерная величина магнитуды записывается арабскими цифрами – 1, 2, 3 и т.д., а интенсивность римскими – I, II, III и т. д. в баллах.

Эту разницу не всегда осознают масс-медиа, ошибочно сообщая о землетрясениях «силой 9 и более баллов по шкале Рихтера» . Тогда как по этой шкале измеряют величину (энергию) землетрясения, а его максимально возможная величина не может превышать 9 по шкале Рихтера, а слово «баллы» не употребляется. Магнитуда это безразмерный параметр. Увеличение магнитуды землетрясения на единицу соответствует росту его энергии примерно в 32 раза, тогда как амплитуда колебаний земной поверхности с увеличением на единицу в десять раз.

Все шкалы интенсивностей изначально основывались на силе воздействия сейсмических колебаний на легко различимые объекты – здания, грунт, людей и т. д. Во времена, когда они создавались, инструментов для регистрации сейсмических колебаний ещё не было. Поэтому в силу национальной специфики они разные в каждой стране. Например, в Австралии одну из степеней сотрясений сравнивают с тем « как лошадь трётся о столб» , в Европе схожий сейсмический эффект описывается « когда начинают звонить колокола», а в Японии сотрясение той же интенсивности сравнивают с «опрокинутым каменным фонариком».

Существует закономерность – чем больше расстояние до очага, тем слабее амплитуда сейсмических колебаний. Примерно так, как мы ощущаем свет от электрической лампы – освещенность всегда больше прямо под ней и, чем дальше мы от неё, тем освещённость слабее при одной и той же мощности источника света.

Так, очаг Ашхабадского землетрясения 1948 года с М=7,3 располагался на глубине 12—25 км и вызвал прямо над собой достигающие IX – X баллов сотрясения. Почти равное с ним по энергии землетрясение в Грузии 1991 года, но с очагом на глубине 35 км вызвало сотрясения на поверхности около VIII баллов.

В 1964 году советским сейсмологом Татьяной Раутиян разработана логарифмическая шкала для измерения энергии землетрясений в джоулях. Это позволило изучать очень слабые землетрясения, энергия которых не могла быть измерена по шкале магнитуд.

Сейсмические колебания земной поверхности могут вызываться и другими причинами – вулканической деятельностью, обрушениями породы в карстах или с горных склонов. Человеческая деятельность добавила к этому списку новый источник. Из-за разработки месторождений полезных ископаемых, сооружения водохранилищ, при проведении инженерных работ или взрывов (обычных – химических и ядерных) происходят техногенные или т.н. антропогенные землетрясения. Тем не менее, наиболее опасные для человека подземные удары имеют тектоническую природу.

После землетрясения или как говорят сейсмологи – главного удара, в его окрестностях всегда возникают более слабые толчки. Их принято называть афтершоками землетрясения, и они могут происходить в течение месяцев и лет после основного толчка.

В конце XIX века японский сейсмолог Омори обнаружил, что частота афтершоков убывает гиперболически с течением времени, что свидетельствуют о том, что выведенный из состояния равновесия объём горной породы постепенно приходит в состояние равновесия. При этом, чем сильнее землетрясение, тем больше афтершоков и объём среды где они возникают.

Иногда в районе будущего землетрясения и незадолго до него возникают землетрясения с меньшей, чем у главного удара энергией. Их называют форшоками землетрясения.

Форшоки или форшок могут возникнуть за месяцы, дни, часы, минуты и секунды до главного удара. Их природа связана с происходящей перед землетрясением перестройкой в земных недрах. К примеру «неожиданное» Калининградское землетрясение 2004 года сопровождалось сильным форшоком случившимся почти за два часа до него.

К сожалению, форшоки возникают не всегда, также как и не всегда на фоне других неощутимых человеком толчков удаётся однозначно определить, что это именно форшок грядущего землетрясения. Если бы природа следовала форшоковой закономерности, то прогноз разрушительных землетрясений значительно бы упростился. Тем не менее, факт существования форшоков говорит о возможности поиска других предвещающих сильные землетрясения природных явлений.

Когда переходят к описанию не одного, а групп землетрясений, происходящих как на земном шаре, так и в пределах локальных зон используются статистические методы анализа. Соответственно, здесь изучается не одно землетрясение, а процесс формирующий последовательность подземных ударов в пространстве и времени. Это очень важное направление сейсмологии, поскольку позволяет косвенно оценить потенциальную опасность той или иной местности по коротким сериям наблюдений.