ГЛАВА 1. СЕЙСМИЧЕСКИЕ БРЕШИ

             Исследование временных и пространственных закономерностей сейсмичности, связанных с моментами сильнейших землетрясений и местами расположения их очагов, привело к появлению концепции сейсмических брешей (Федотов, 1965, 1968; Mogi, 1968; Sykes, 1971; Kelleher, Sykes, Oliver, 1973; Proceedings..., 1978). Базирующийся на такой концепции долгосрочный сейсмический прогноз сильнейших землетрясений для островных дуг и континентальных окраин Тихого океана, как оказалось, имеет достаточно высокую оправдываемость (Рикитаке, 1979; Моги, 1988), значение которой составляет не менее 70-90% (Федотов, 1968; Proceedings..., 1978; Федотов, Чернышев, 1987; Соболев, 1993). Такое высокое значение оправдываемости указывает на то, что долгосрочный прогноз является более детерминированным, чем вероятностным (Викулин, 1992). Другими словами, заложенная в основе такого прогноза закономерность, по сути, является фундаментальной и может использоваться в качестве инструмента, позволяющего исследовать физику сейсмического процесса (Викулин, 1990, 1992). Такое исследование, как представляется, может быть проведено на региональном и локальном масштабных уровнях, на которых были установлены эффекты, названные К.Моги (1988) сейсмическими брешами первого и второго рода: непересекающаяся в пределах островной дуги цепочка очагов сильнейших землетрясений и минимумы сейсмической активности вблизи эпицентров сильных землетрясений в пределах одного сейсмофокального блока соответственно.

1.1. Сейсмофокальные блоки 

Класс сильнейших землетрясений

             Получившая экспериментальное подтверждение гипотеза (Федотов, 1965, 1968) о закономерном распределении очагов сильнейших землетрясений - их «непересечении» в течение сейсмического цикла, позволяет предположить существование вполне определенного класса сейсмических событий. Нижняя магнитудная граница такого класса землетрясений была определена в работах (Викулин, 1988, 1990). Анализ проводился на примере северо-западной окраины Тихого океана, включающей Японскую, Курило-Камчатскую и Алеутскую островные дуги общей протяженностью около десяти тысяч километров. Инструментальные каталоги землетрясений этих регионов (Catalogue..., 1958; The seismological..., 1958-1980; Викулин, Ким, 1983 а, б; Викулин, 1984; Новый..., 1977), как показано в работах (Викулин, 1983, 1990), в ХХ столетии являются и достаточно полными и однородными по магнитудной классификации, что позволило с единых позиций исследовать особенности всего этого протяженного сегмента окраины Тихого океана.

На рис. 1.1.1 представлены афтершоковые области сильных землетрясений, происшедших в пределах северо-западной окраины Тихого океана в ХХ столетии. Данные, приведенные на этом рисунке, показывают, что существует такое значение магнитуды Мsp, в малой окрестности которого взаимное расположение афтершоковых областей имеет следующую особенность: афтершоковые области землетрясений с М ³ Мsp имеют тенденцию не перекрывать друг друга, в то время как афтершоковые области землетрясений с М < Мsp практически полностью расположены внутри афтершоковых областей более сильных событий. Особые значения магнитуд для разных районов рассматриваемого региона оказались близкими друг другу и равными: М(J)sp = 7,5 - для Японии, М(Kur)sp = 7,9 - для южных Курил, М(Kam)sp = 7,6 - для северных Курил-Камчатки и М(Al)sp = 7,9 - для Алеутских островов-южной Аляски. В целом, для северо-западной окраины Тихого океана среднее значение особой магнитуды можно принять равным:

 Мsp = 7,7 ± 0,2,  (1.1.1)

где индекс «sp» обозначает, что соответствующее значение является особенностью пространственного распределения.

Рис. 1.1.1.  Взаимное расположение афтершоковых областей сильнейших (М ³ Мsp) землетрясений 1899-1986 гг., происшедших в пределах северо-западной части Тихого океана (а), о. Хонсю (б), Южных Курил (в), Южной Камчатки (г) и центральной части Алеутских островов (д) (Викулин, 1987, 1990). 1 - эпицентры сильнейших землетрясений: М ³ Мsp(J) = 7,5 - Япония; М ³ Мsp(Kur) = 7,9 - Южные Курилы; M ³ Msp(Kam) = 7,6 - Северные Курилы-Камчатка; M ³ Msp(Al) = 7,9 - Алеутские о-ва-Аляска; 2, 3, 4 - уверенные, менее уверенные и вероятные границы афтершоковых областей сильнейших землетрясений соответственно; i - индекс, обозначающий порядковый номер землетрясения согласно прилагаемым спискам; 5 - изолинии сейсмической активности А = 10, 20, 30, 40, проведенные в очагах соответствующих сильнейших землетрясений по афтершокам первого года; 6 - эпицентры землетрясений с М = Мsp - 0,1 и их афтершоковые области; 7 - оси глубоководных желобов; 8 - изобата 3000 м.

Списки землетрясений. О. Хонсю. 1 - 1.11.1915, М=7,7; 2 - 3.5.1919, М=7,6; 3 - 1.9.1923, М=8,2; 4 - 9.3.1931, М=7,6; 5 - 3.3.1933, М=8,3; 6 - 3.11.1936, М=7,7; 7 - 5.11.1938, М=7,7; 8 - 7.12.1944, М=8,0; 9 - 21.12.1946, М=8,1; 10 - 26.11.1953, М=7,5; 11 - 16.5.1968, М=7,9; 12 - 12.6.1978, М=7,4.

О. Хоккайдо-Курилы-Камчатка. 1 - 25.6.1904, М=7,7; 2 - 1.5.1915, М=8,3; 3 - 30.1.1917, М=8,1; 4 - 7.9.1918, М=8,2; 5 - 8.11.1918, М=7,9; 6 - 3.2.1923, М=8,5; 7 - 24.2.1923, М-7,7; 8 - 11.9.1935, М=7,7; 9 - 21.2.1937, М=7,6; 10 - 4.3.1952, М=8,3; 11 - 4.11.1952, М=8,5; 12 - 6.11.1958, М=8,2; 13 - 4.5.1959, М=7,6; 14 - 13.10.1963, М=8,0; 15 - 11.8.1969, М=8,2; 16 - 22.11.1969, М=7,7; 17 - 15.12.1971, М=7,8;18 - 28.2.1973, М=7,5; 19 - 17.6.1973, М=7,9; 20 - 24.3.1978, М=8,0.

Алеутские о-ва-Аляска. 1 - 10.9.1899, М=8,6; 2 - 27.8.1904, М=8,3; 3 - 17.8.1906, М=8,3; 4 - 7.3.1929, М=8,1; 5 - 17.12.1929, М=8,0; 6 - 10.11.1938, М=8,2; 7 - 9.3.1957, М=7,9; 8 - 28.3.1964, М=8,3; 9 - 4.2.1965, М=8,5; 10 - 7.5.1986, М=7,7.

Землетрясения с М ³ Мsp в дальнейшем будем называть сильнейшими.

Если тенденция к такому взаимному расположению афтершоковых областей землетрясений северо-западной окраины Тихого океана сохранится и в дальнейшем, то отмеченная особенность будет существовать в течение отрезка времени, названного С.А.Федотовым (1968) сейсмическим циклом, продолжительность которого составляет:

 Тsp = 190 ± 40 лет. (1.1.2)

Ранее на материале землетрясений Камчатки, Курил и северо-восточной Японии для продолжительности сейсмического цикла было получено значение равное Тф = 140±60 годам (Федотов, 1968). Как видим, обе оценки TSP и Тф не противоречат друг другу.

Однако, между величинами ТSP и Тф имеется существенное отличие. Оно заключается в том, что значение ТSP (и МSP) было получено только на основании анализа свойств распределения очагов сильных землетрясений в пространстве, в то время как значение Тф[1] получено в том числе и с использованием данных о повторяемости сильнейших землетрясений в одном месте. То есть, сейсмический цикл по С.А.Федотову (1965, 1968) представляет собою концепцию, «усредняющую» (перемешивающую) свойства пространственного и временного распределений землетрясений. Поэтому интерпретация сейсмического цикла в определении (Федотов, 1965, 1968) как характерного временного периода сейсмического процесса, что делается некоторыми авторами, не корректна.

«Элементарные» блоки

Для определения функции распределения очагов землетрясений по их размерам был предложен способ, основанный на экспериментально установленном значении оправдываемости долгосрочного сейсмического прогноза сильнейших землетрясений, которое, как отмечалось выше, можно принять равным Рpr = 0,7-0,9 » 0,8. Требуя, чтобы величина пересечения площади, занятой афтершоками сильнейших землетрясений, не превышала 1 - Рpr » 0,2, для определения положения границ очагов сильнейших землетрясений было предложено правило, использующее данные об афтершоках первого года и (или) макросейсмические данные о главном толчке (Викулин, 1986, 1987, 1990, 1992; Викулин, Викулина, 1989).

Выделенные с помощью такого правила очаги сильнейших землетрясений в пределах северо-западной окраины Тихого океана представлены на рис. 1.1.1. В соответствии с предложенным правилом определялись границы очагов курило-камчатских землетрясений магнитудного диапазона 7 £ М £ 7,7. Соответствующие зависимости, определяющие размеры очагов землетрясений как функции их магнитуд, представлены на рис. 1.1.2. Видно, что протяженности японских и курило-камчатских сейсмофокальных блоков как функции магнитуд происшедших в них сильнейших землетрясений, практически совпадают друг с другом и близки мировой зависимости (Ризниченко, 1976). При этом было учтено, что Большое Камчаткое землетрясение 4.11.1952 г. с М=8,5 представляло собою дуплет - двойной толчок (Попов, 1961; Иванов, Гардер, 1985; Викулин, Чернобай, 1986 а), каждому из которых соответствовала и своя афтершоковая область (Викулин, Чернобай, 1986 б) и свой источник цунами (Викулин, Гусяков, Титов, 1992).

С момента появления первых данных инструментальных детальных сейсмологических наблюдений стало очевидно, что сейсмофокальная зона имеет блоковое строение (Тараканов, 1961). Это подтверждается и взаимным расположением афтершоковых областей сильнейших землетрясений. Действительно, как видно из данных, представленных на рис. 1.1.1, места стыка таких областей, как правило, приходятся на выявленные поперечные разломы, секущие сейсмофокальную зону вкрест ее простирания, или расположены на продолжении полуостровов, проливов и определенных на суше тектонических нарушений. Наличие соответствия между взаимным расположением афтершоковых областей сильнейших землетрясений, с одной стороны, и положением «элементарных» сейсмофокальных блоков - с другой, с привлечением большого геофизического материала достаточно убедительно было показано в рамках так назывыаемой «клавишной модели» (Лобковский, Баранов, 1984; Лобковский, 1988; Баранов, Викулин, Кечекезян, Лобковский, 1989).

Особенностью приведенных на рис. 1.1.2 зависимостей является то, что размеры афтершоковых областей алеутских сильнейших землетрясений не зависят от значений их магнитуд. Этот вывод подтверждается данными, полученными другими исследователями (Duda, 1961; Jordan, Lander, Rudolph, 1965; Mogi, 1968; Sykes, 1971; Балакина, 1974). При этом геолого-геофизические данные о строении сейсмофокальной зоны вблизи алеутских островов (Геологическая..., 1989; Geist et al., 1988), инструментальные данные о мультиплетности главных толчков аляскинских сильнейших землетрясений 1964 и 1965 гг. (Wyss, Brune,1967; Wu, Kanamori, 1973), данные о механизмах форшоков, афтершоков и главных толчков сильнейших землетрясений 1957 и 1965 гг. (Балакина, 1974), указывают на то, что каждая из афтершоковых областей сильнейших алеутских землетрясений состоит из нескольких «элементарных» блоков, наибольшая протяженность каждого из которых, как и в случае Курило-Камчатской и Японской островных дуг, не превышает первые сотни (200-300) километров.

Рис. 1.1.2. Протяженности афтершоковых областей сильнейших землетрясений северо-западной части Тихого океана (Викулин, 1990): а - Курилы-Камчатка (К), б - Япония (Я), в - Алеутские острова-Аляска (А), г - сравнение с аналогичными зависимостями в (Федотов, 1965; Ризниченко, 1976).

1 - экспериментальные значения и зависимости LgL(М); 2 - мировые зависимости LgL(M), полученные в (Ризниченко, 1976), 3 - зависимость LgL(M) для курило-камчатских сильнейших землетрясений, полученная в (Федотов, 1965).

Повторяемость сильнейших землетрясений

С использованием полученных в ХХ столетии сейсмологических данных сейсмофокальная зона северо-западной окраины Тихого океана на практически всем ее протяжении разбита на блоки (рис. 1.1.1). Для тех ее сегментов, для которых ряд наблюдений имеет достаточно большую продолжительность, были определены характерные периоды, с которыми сильнейшие землетрясения повторяются в пределах одного блока. Наиболее показательным в этом отношении является желоб Нанкай (рис. 1.1.3), каталог сильнейших землетрясений для которого имеется с 684 г. (Омори, 1913; Соловьев, Го, 1974). С 1498 г. такой каталог является, по-видимому, полным (Викулин, 1992; Викулин, Викулина, 1989).

Рис. 1.1.3. Расположение очаговых областей землетрясений с М ³ 7,9 684-1946 гг. в районе желоба Нанкай (а) и их пространственно-временная карта (б) (Викулин, 1992; Викулин, Викулина, 1989). 1 - уверенные (а), менее уверенные (б) и вероятные (в) участки границ очаговых областей землетрясений; 2 - уверенные (а), менее уверенные (б) и вероятные (в) значения, определяющие величину расстояния от оси желоба до ближайших к берегу участков очаговых областей землетрясений; 3 - миграционные цепочки, рассчитанные для каждой из трех зон (А, Б, С) методом наименьших квадратов и объединяющих очаговые области землетрясений 1605-1946 гг.; 4 - такие же цепочки, продолженные в интервале времени 648-1498 гг.; 5 - пары (а) и тройки (б) землетрясений. Цифры 1-15 обозначают следующие землетрясения: 1 - 27.11.684 г., М=8,0-8,4; 2 - 818 г., М=7,9; 3 - 26.8.887 г., М=8,6; 4 - 21.2.1099 г., М=8,0; 5 - 17.12.1096 г., М=8,4; 6 - 3.8.1361 г., М=8,4; 7 - 20.9.1498 г., М=8,6; 8 - 31.1.1605 г., М=7,9; 9 - 31.12.1703 г., М=8,2; 10 - 28.10.1707 г., М=8,4; 11 - 23.12.1854 г., М=8,4; 12 - 24.12.1854 г., М=8,4; 13 - 1.9.1923 г., М=8,2; 14 - 7.12.1944 г., М=8,0; 15 - 21.12.1946 г., М=8,0.

Данные, представленные в табл.1.1.1, позаимствованной из работ (Викулин, 1992, 1994), показывают, что сильнейшие землетрясения в пределах всей окраины Тихого океана имеют тенденцию повторяться, в среднем, один раз в

Тr = 100 ± 50 лет.     (1.1.3)

Значения повторяемостей сильнейших тихоокеанских землетрясений, не выходящие за пределы этого интервала, ранее были получены другими авторами (Федотов, 1965; Филлипас, 1965), в том числе для Чили (Davison, 1936; Christensen, 1986; Barrientos, Kansel, 1990), Алеутских островов (Jacob, 1984), Японии (Shimazaki, Nakata, 1980; Suyehiro, 1984) и Новой Зеландии (Clark, Dibble, Fyfe, Lensen, Suggarte, 1965; Johnston, 1965). Следует отметить, что близкие значения повторяемости наиболее сильных (разрушительных) землетрясений были отмечены и для других сейсмических поясов планеты: 90-140 лет - для Кавказа (Тамразян, 1962) и 150 лет - для Анатолийского разлома (Ambraseys, 1970).

Как видно из данных, представленных на рис. 1.1.1, в ХХ веке вкрест зоны располагались не более чем две афтершоковые области сильнейших землетрясений. Этим обстоятельством и можно, по-видимому, объяснить тот факт, что значение повторяемости сильнейших землетрясений в одном блоке примерно в два раза меньше продолжительности сейсмического цикла:

Тsp » 2Tr . (1.1.4)

Такая же продолжительность периода - по сути, сейсмический цикл, ранее была установлена для Японии (Кириллова, 1957). Период, равный 200 годам, выделен и на сейсмологическом материале Новой Зеландии (Johnston, 1965).

Таблица 1.1.1.

Повторяемость сильнейших землетрясений в разных регионах

Тихоокеанского кольца (Викулин, 1992, 1994).

 

         Регион

  М

Даты сильнейших

  землетрясений

 Т1, год

  Т2, год

        Камчатка

 

 

 

 

Камчатский залив

8,4

7,7

7,8

     22.08.1792

     24.02.1923

     15.12.1971

 

  131

    48

 

Кроноцкий залив

8,5

7,6

       3.02.1923

     4.05.1959

 

    36

 

Авачинский залив

8,3

8,4

8,5

     17.10.1737

     17.05.1841

       4.11.1952

 

  104

  111

 

 

90 ± 40

         Япония

 

 

 

 

Район Токио

7,9

8,2

8,2

    31.01.1605

    31.12.1703

      1.09.1923

 

    98

  220

 

Юго-западнее Токио

8,6

7,9

8,4

8,4

8,0

     20.09.1498

     31.01.1605

     28.10.1707

     23.12.1854

       7.12.1944

 

  107

  102

  147

    90

 

 

 

 

130 ± 50

           Перу

Район Кальяо

8,3

8,5

8,5

8,0

8,0

      1513-1515

      9.07.1586

      20.10.1687

      28.10.1746

      24.08.1942

 

    72

  101

    59

  196

 

 

 

 

110 ± 50

         Алеуты

 

 

 

 

Полуостров

Аляска

8,0

8,3

     22.07.1788

    10.11.1938

 

  150

 

Ближние

острова

8,0

8,5

     17.08.1906

       4.02.1965

 

    59

 

100 ± 50

Примечание: Т1, Т2 и Т3 - периоды повторения сильнейших землетрясений в одном месте, в пределах района (дуги) и в масштабе всего Тихоокеанского кольца соответственно;  Т3 = 100 ± 50 лет.

            Данные за достаточно продолжительные отрезки времени, очевидно, могут характеризоваться и большими периодами. Так из данных, представленных на рис.1.1.3, для желоба Нанкай (ряд наблюдений продолжительностью более Dt=1300 лет) выделяются характерные периоды, равные 600 и 1200 годам (Викулин, Викулина, 1989). Близкая ситуация имеет место и для других сейсмических регионов планеты. Наряду с периодом, близким Тr, для Армении (Dt=1300 лет) выделяется период «общей продолжительностью 800-950 лет, сейсмоактивная часть которого охватывает около 600 лет» (Тамразян, 1961), для землетрясений Турции (Dt=2300 лет) - выделяется период продолжительностью 250-300 лет (Кирилова, 1957). Для Китая (Dt=2200 лет) выделены периоды продолжительностью 240-280 (Turner, 1925) и около 1000 лет (Мэй Ши-юн, 1960).

Как видим, для разных сейсмических регионов планеты, независимо от уровня их активности, имеет место примерно одинаковый набор значений характерных периодов. Эти данные позволяют предположить, что по своим «временным» свойствам сейсмический процесс имеет единую природу в масштабе всей планеты.

1.2. Сейсмичность блока

Три стадии сейсмического и миграционного циклов

Анализ, проведенный С.А.Федотовым (1965, 1968), позволил ему сделать вывод о том, что сейсмический цикл А(t) - временной график изменения сейсмической активности А10 º А (Ризниченко, 1964) в очаге сильнейшего землетрясения, содержит три следующих друг за другом стадии: форшоков и афтершоков, каждая из которых продолжается в течение 15 (10-20) лет, и стабилизации. В течение форшоковой стадии сейсмичность от уровня фона (А » 1) увеличивается примерно на порядок, затем скачком возрастает в момент сильнейшего землетрясения и на стадии афтершоков - уменьшается на два-три порядка до уровня фона, на котором и поддерживается в течение всей стадии стабилизации. Исследование проводилось с использованием сейсмологических данных для очагов 10 землетрясений с М ³ 7,7, происшедших у берегов Камчатки, Курил и северо-восточной Японии в 1897-1963 гг. Цикл А(t) строился по точкам, каждая из которых соответствовала сейсмичности всего очага протяженностью 100-250 км в течение отрезков времени продолжительностью 5-15 лет.

Анализ, проведенный в работе (Федотов и др., 1980) с использованием той же методики и дополнительных данных о детальных сейсмологических наблюдениях в очагах 7 курило-камчатских сильнейших землетрясений 1958-1978 гг., подтвердил и концепцию сейсмического цикла в целом, и значения его параметров - продолжительностей стадий. Использование более полных и точных данных позволило уточнить цикл сбрасывания сейсмической энергии D(t), который, как оказалось, практически на всем его протяжении подобен графику А(t):А(t) º D(t), что, очевидно, указывает на единую природу этих обоих циклов.

Следует отметить, что сейсмический цикл, построенный по описанной методике (Федотов, 1965, 1968; Федотов и др., 1980), получен по таким исходным значениям сейсмической активности, каждое из которых рассчитывалось с использованием достаточно большой пространственно-временной выборки, включающей данные для всего очага (протяженность 100-250 км) за продолжительный (не менее 5 лет) отрезок времени. Следовательно, таким способом определенный цикл является довольно грубым «инструментом» и, очевидно,  не позволяет в рамках концепции сейсмических брешей «увидеть» более тонкие эффекты сейсмического затишья, краевой активности и миграции форшоков и афтершоков. Кроме того, представляется, что завышенными могут оказаться и значения двух параметров цикла - продолжительности форшоковой и афтершоковой стадий.

Ниже покажем, что использование других данных для построения сейсмического цикла позволит такие тонкие эффекты «увязать» с его параметрами и, следовательно, «совместить» их с концепцией сейсмических брешей.

            5 декабря 1997 г. на Камчатке вблизи Кроноцкого полуострова произошло землетрясение с М = 7,5-7,7, которое сопровождалось достаточно мощным по количеству и частоте появления сильных толчков форшоковым и афтершоковым процессом (Кроноцкое..., 1998). На Камчатке в течение примерно месяца 3.12.97-1.1.98 гг. землетрясения энергетических классов К ³ 12 (М ³ 5) происходили только в пределах Кроноцкого сейсмофокального блока - очага Кроноцкого землетрясения. Таких землетрясений было зарегистрировано N = 64. Всего в течение 1.1.97-4.3.98 гг. в пределах сейсмофокального объема у берегов Камчатки было зарегистрировано N = 81 землетрясение таких энергетических классов (рис. 1.2.1)

 

«Траектории» движения эпицентров землетрясений таких энергетических классов (прямолинейные отрезки, соединяющие эпицентры всех следующих друг за другом землетрясений) представлены на рис. 1.2.2. Для каждой траектории определялось значение скорости V, численно равное отношению длины прямолинейного отрезка, соединяющего эпицентры соседних во времени землетрясений списка, к интервалу времени между ними. Как можно видеть из данных, представленных на рис. 1.2.1, часто совокупности отрезков-траекторий могут рассматриваться и как «колебательные» движения эпицентров землетрясений вдоль и вкрест сейсмофокальной зоны. Для таких совокупностей траекторий определялось значение частоты n как величины, обратной половине периода полного колебания.

            Значения скоростей миграции V, рассчитанных для всех (N=81) последовательных пар землетрясений, и достаточно уверенно определяемых частот (N=49) приведена на рис. 1.2.2. Из данных, представленных на том рисунке, видно, что анализируемый временной интервал 1.1.1997-4.3.1998 гг. по характеру изменения зависимостей V(t) и n(t) достаточно четко разбивается на четыре следующих друг за другом отрезка времени. Первый (1.1.-2.12.97) и четвертый (2.1.-4.3.98) из них могут быть отождествлены с фоновой фазой сейсмического процесса, определяемой низким (фоновым) уровнем сейсмической активности lgnфон[час-1] = -2,6±0,3, Nфон³12) = 22±10 год-1 и малыми значениями скоростей миграции lgVфон[км/час] = 0,15±0,35, Vфон ~ 1 км/час. При этом, согласно данным работы (Салтыков, Кугаенко, Кравченко, 1998), в пределах Кроноцкого блока в течение полутора лет до землетрясения 5 декабря 1997 г. наблюдалось глубокое сейсмическое затишье по землетрясениям с К ³ 9.

            В течение второго (3-5.12.97) и третьего (5.12.97-1.1.98) отрезков времени, наоборот, очень большое (N=64) количество исследуемых (К ³ 12) землетрясений было зарегистрировано только в пределах Кроноцкой бреши при полном их отсутствии в других сейсмофокальных блоках Камчатки - северных Курил. Второй, форшоковой, фазе сейсмического процесса соответствует период «оживления» сейсмичности, в течение которого скорость миграции V и частота «колебания» эпицентров сильных толчков n в районе будущего главного толчка резко увеличивается примерно на один-два порядка: V ~ 10 км/час, N(К³12) » 6 день-1.

            В течение третьей, афтершоковой, фазы значения V и n в области очага главного толчка плавно уменьшаются примерно на четыре порядка в соответствии с зависимостями, определенными методом наименьших квадратов (Викулин, Сенюков, 1998):

lgV[км/час] = (-0,94±0,12)lgt[час] + (2,80±0,17), N=63    (1.2.1)

lgn[час-1]  = (-0,72±0,15)lgt[час] + (0,60±0,24),    N=29    (1.2.2)

При этом, скорость миграции уменьшается от значения, по порядку величины близкого скорости упругих волн сразу после главного толчка lgVафт[км/час] » 3,5, Vафт » 0,8 км/сек до «фоновой» скорости в конце афтершоковой фазы.

            Как видим, величины, характеризующие изменение скорости и частоты миграции форшоков и афтершоков с К ³ 12, также содержат три стадии. При этом продолжительности миграционных стадий форшоков и афтершоков значительно меньше продолжительностей соответствующих им сейсмических стадий, выявленных с использованием методики (Федотов, 1965, 1968).

Две фазы афтершоковой стадии. Закон Омори.

Вдоль и вкрест каждого из очагов пяти курило-камчатских землетрясений близкой магнитуды М » 8,0±0,2: 6.11.1958, М=8,2 (Итурупское), 11.8.1969, М=8,2 (Шикотанское), 15.12.1971, М=7,8 (Усть-Камчатское), 17.6.1973, М=7,9 (Малокурильское) и 24.3.1978, М=8,0 (Итурупское) строились сейсмические сечения - графики изменения сейсмической активности А10 (Ризниченко, 1964; Федотов и др., 1980). При построении использовались

Рис. 1.2.2. Значения скоростей миграции V эпицентров землетрясений с К ³ 12 (М ³ 5) и частот их «колебания» n по данным за 1997-4.3.98 гг. 1 - рассчитанные значения V и n, в том числе для миграции вдоль (б) и вкрест (в) сейсмофокальной зоны в течение афтершокового периода  5.12.97-1.1.98 (афтершоковой фазы); 2 - рассчитанные методом наименьших квадратов зависимости LgV(Lgt) и Lgn(Lgt) и соответствующие им среднеквадратичные отклонения; 3 - моменты наиболее сильных афтершоков с М>6.

данные детальных наблюдений за афтершоками энергетических классов К ³ 10 (М ³ 3) первых пяти лет четырех южно-курильских землетрясений и первых 11 лет для Усть-Камчатского землетрясения. Координатные оси ОХ и ОY направлялись соответственно вдоль и вкрест простирания оси глубоководного желоба и пересекались в точке, совпадающей с центром тяжести поля афтершоков. Затем путем совмещения систем координат сейсмические сечения накладывались друг на друга и определялись средние сечения. Полученные данные представлены на рис. 1.2.3 А.

 

Рис. 1.2.3. Сейсмические сечения через афтершоковую область курило-камчатского землетрясения с М » 8 (А) и графики изменения величины сейсмической активности в ее центральной и краевой частях (Б). 1 - экспериментальные значения и графики изменения величины сейсмической активности в центральной (а) и краевой (б) частях афтершоковой области; 2 - значения сейсмической активности, определенные по афтершокам 11 лет в центральной (а) и краевой (б) частях афтершоковой области Усть-Камчатского землетрясения 15.12.1971, М=7,8; 3 - обозначение интервалов времен : 1 день - 1 день, 1 нед - 2-7 дни (одна неделя без первого дня), 1 мес. - 2-4 недели, 0,5 года - 2-6 месяцы, 1 г - 7-12 месяцы, 2 г - 2ой год, 3 года - 3ий год, 5 лет - 4-5 годы, 11 лет - 6-11 годы; значение сейсмической активности приписывалось концу каждого временного интервала; 4 - штриховкой покрыта область, соответствующая фоновой сейсмической активности, значение которой для Курило-Камчатского региона составляет А10 = 1,0 ± 0,5 (Федотов и др., 1980); 5 - положение «центра тяжести» области афтершоков первого года; 6 - размер очага землетрясения с М » 8 по (Ризниченко, 1976).

 

По сейсмическим сечениям, представленным на этом рисунке, строились графики изменения величины сейсмической активности как функции времени для центральной и краевой частей афтершоковой области землетрясения с М » 8,0 (рис. 1.2.3 Б). Методом средних квадратов были получены зависимости, характеризующие изменение сейсмической активности со временем в центральной (с) и краевой (е) частях афтершоковой области землетрясения с М » 8:

lgAc(±0,11)=-(1,07±0,03)lgt+(3,44±0,08),  1день £ t £ 11лет  (1.2.3)

lgAe(±0,03)=-(1,01±0,02)lgt+(2,92±0,03),  1день £ t £ 1 год   (1.2.4)

lgAe(±0,21)=0,38, 1 год £ t £ 11 лет (1.2.5)

где под знаком логарифма время измеряется в днях.

            Зависимости, близкие (1.2.3) и (1.2.4), были получены для афтершоков Аляскинского землетрясения 1964 г. с М=8,3 (Page, 1968), японского землетрясения Токати-оки 1968 г. с М=7,9 (Hamaguchi, Hasegava, 1970) и большого количества других землетрясений. Гиперболическая зависимость уменьшения частоты афтершоков со временем получила название закона Омори (Motja, 1970; Otsuka, 1987).

Полученные зависимости (1.2.3) - (1.2.5) представлены на рис. 1.2.3 б. Видно, что в диапазоне 1 день - 1 год «центральная» и «краевая» зависимости параллельны друг другу. Другими словами, в течение одного года после главного толчка сейсмическая активность в любой точке афтершоковой области уменьшается по одному правилу, близкому гиперболическому закону Омори, для которого показатель гиперболы близок к единице. При t > 1 года характер изменения сейсмической активности в афтершоковой области изменяется: в центральной части афтершоковой области уменьшение активности по-прежнему происходит по закону Омори, в то время как в ее краевой части сейсмическая активность стабилизируется на уровне, близком фоновому.

Таким образом, полученные данные показывают, что афтершоковая стадия после землетрясения с М » 8 содержит две фазы. В течение первой фазы, продолжающейся примерно 1 год, афтершоковая область является однородным объемом, в каждой точке которого сейсмическая активность монотонно уменьшается со временем по закону Омори.

В течение второй фазы сейсмическая активность в центральной части афтершоковой области продолжает монотонно уменьшаться по тому же закону, активность на краю афтершоковой области стабилизируется на уровне, близком фоновому.

Форшоки

Относительно форшоков в очагах сильных землетрясений имеется две разные, можно сказать, исключающие друг друга точки зрения. Согласно одной из них, которая отмечалась выше, форшоковая активность в очагах сильнейших землетрясений в течение 10-15 лет до главного толчка монотонно увеличивается, т.е., по сути, является закономерностью - форшоковой стадией сейсмического процесса (Федотов, 1965, 1968). Согласно другой - форшоки не могут рассматриваться как адекватная закономерность сейсмического процесса, так как наблюдаются в очагах менее половины землетрясений (Parazachos at.ol., 1967; Prochazkova, 1973; Suzuki, 1982). При этом отсутствуют данные инструментальных наблюдений, которые бы позволяли форшоки отличать от других землетрясений (Соболев, 1993).

Исследование форшокового процесса нами проводилось на базе японских и курило-камчатских сильнейших землетрясений ХХ века, положение границ очагов которых, в соответствии с предложенным выше правилом их проведения, достаточно хорошо известно (Викулин, Викулина, Митякин, 1991). Под форшоками, как и принято (Соболев, 1993), понимались происходящие перед главным толчком землетрясения, эпицентры которых попадают внутрь его очага. Исходные данные представлены в Приложении 1 (табл. П.1.1-П.1.3). Из этих данных следует, что форшоки магнитудного диапазона М ³ 6(7) в течение недели (как правило, 1-3 дней) предваряют примерно 50(25)% сильнейших землетрясений рассматриваемого района. При этом, в очагах японских землетрясений форшоки отмечены в 25(13)% случаев, курильских - в 80(43)%, и камчатских - в 50(22)%. Для сравнения отметим, что афтершоки таких же магнитудных диапазонов в течение недели после главных толчков отмечены в 96(43)% случаев, в том числе в очагах японских сильнейших землетрясений в 88(38)% случаев, курильских - 100(83)%, и камчатских - 100(22)%.

Как видим, значение вероятности, с которым форшоки наблюдаются в очагах сильнейших землетрясений северо-западной части Тихого океана, как и землетрясений других регионов, не позволяет считать их закономерным (детерминированным) процессом, характерным для очагов сильнейших землетрясений.

Краевая сейсмичность

Детально исследовалось пространственное распределение афтершоков второй фазы и форшоков в очагах сильнейших курило-камчатских землетрясений 1952-1978 гг. (Викулин, 1987; Баранов, Викулин, Кечекезян, Лобковский, 1989; Викулин, Викулина, 1991). Показано, что в течение этих периодов уровень сейсмичности на краю очага, как правило, превышает ее значение внутри очага. При этом превышение «краевой» сейсмичности над «внутренней» начинается через 0,5-2,5 года после главного толчка и наблюдается в течение всей стадии форшков (10-15 лет) (рис.1.2.4 и 1.2.5 соответственно). Как видим, полученные результаты не противоречат полученным выше данным об афтершоковой сейсмичности и дополняют их. Следует отметить, что в соответствии с приведенными данными эффект краевой активности, как правило, проявляется попеременно на противоположных краях очагов (рис.1.2.2, 1.2.4, 1.2.5).

           

По сути, близкие результаты были получены многими исследователями, в том числе и на сейсмологическом материале других регионов (Федотов, 1969; Чугунова, 1980; Perez, 1983; Лобковский, 1988). Относительно высокий уровень краевой сейсмичности на стадии стабилизации подтверждается данными по так называемой кольцевой сейсмичности (Mogi, 1979; Kanamori, 1981).

            Приведенные в работе данные и проведенный анализ показывают, что эффект краевой сейсмической активности является достаточно общим свойством сейсмического процесса, что, в соответствии с представленными на рис. 1.2.2, 1.2.4 и 1.2.5 данными, указывает на вполне определенный характер движения «элементарных» сейсмофокальных блоков - вращательный или колебательный.

1.3. Сейсмические дыры

                Из общих соображений, основанных на теории прочности, ясно, что эпицентр является физически объяснимой точкой, в окрестности которой сбрасываемые при землетрясении напряжения достигают максимальных значений. Поэтому естественно предположить, что вблизи эпицентра существует область, в пределах которой напряжения сначала «накапливаются» до максимальных значений и затем практически полностью «сбрасываются» при толчке. Другими словами, вблизи эпицентра должна существовать область, в пределах которой в течение определенного времени как до, так и после землетрясения наблюдается минимум сейсмической активности. Такие области сейсмического затишья или сейсмические бреши второго рода (Моги, 1988) были выделены в эпицентральных областях землетрясений в разных регионах Земли: Японии (Mogi, 1969; 1979), Прибайкалья (Боровик, 1970), Средней Азии (Нерсесов и др., 1976; Михайлова, 1980), Мексике (Ohtake et al., 1977), Калифорнии (Allen et al., 1971) и др.

Ниже приведены результаты исследования эпицентральных областей курило-камчатских землетрясений (Викулин, 1982, 1984 б, 1987, 1988; Викулин, Викулина, 1991).

Особенности сейсмичности эпицентральных областей сильнейших землетрясений

В пределах афтершоковых областей землетрясений близкой магнитуды М = М* ± DМ по форшокам и афтершокам строились графики изменения сейсмической активности A (ºА10) –  «продольные» и «поперечные» сейсмические сечения. Затем эти сечения накладывались друг на друга и по ним определялись средние сейсмические разрезы. Полагаем, что такие разрезы отражают тем более общую закономерность течения сейсмического процесса в пределах афтершоковой области землетрясения с магнитудой М*, чем больше событий участвует в анализе и чем меньше интервал DМ.

В работе при анализе использовались данные о форшоках и афтершоках первого года энергетических классов К ³ К0 в диапазоне 10 £ К0 £ 15 (3 £ М0 £ 7) в очагах тех же, что и выше (1.2), пяти сильнейших курило-камчатских землетрясений близкой магнитуды М=8,0±0,2. Координатные оси ОХ и ОY, вдоль которых проводились построения сейсмических сечений, направлялись соответственно вдоль и вкрест оси глубоководного желоба.

            Средние сейсмические сечения вдоль и вкрест очага курило-камчатского землетрясения с М » 8, построенные с шагом DК0 = 1, приведены на рис. 1.3.1. Построения проводились в двух вариантах. В первом варианте за начало координат принимались центры тяжести форшоков и афтершоков (а), во втором - эпицентры сильнейших толчков (б). Видно, что по мере увеличения значения К0 в центральных частях фор-афтершоковых областей происходит формирование локальных минимумов сейсмической активности. При этом, во втором случае, когда наложение сейсмических сечений друг на друга происходит путем совмещения эпицентров главных толчков, минимум активности является более выраженным, что, очевидно, указывает на его «приуроченность» именно к эпицентру сильнейшего землетрясения. Характерный линейный размер области с аномально низкой активностью,  как  видно  из  данных,  представленных  на рис. 1.3.1, для курило-камчатских землетрясений с М » 8 составляет lmin » 50 км.

                      

Рис. 1.3.1. Средние сейсмические сечения через очаг курило-камчатского землетрясения с М » 8 на различных энергетических уровнях при совмещенных точках максимальной активности (а) и совмещенных эпицентрах главных толчков (б) (Вмкулин, Викулина, 1992). 1 – граница очага землетрясения с М » 8, положение эпицентров главных толчков и координатных осей OY – вдоль и ОХ – вкрест сейсмофокальной зоны; 2 – огибающая среднего сечения сейсмической активности по землетрясениям с К ³ 10; 3 – тоже по землетрясениям с К ³ 15; заштрихована область минимума сейсмической активности; 4 – область минимума сейсмической активности в случае совмещения эпицентров главных толчков с М » 8.

 Параметры сейсмических затиший в эпицентральных областях всех сильнейших курило-камчатских землетрясений 1952-1978 гг. представлены в таблице 1.3.1.

Класс сильных землетрясений

С использованием камчатского каталога детальных сейсмологических наблюдений, относительная точность определения координат близко расположенных эпицентров достаточно слабых землетрясений в котором, как известно (Гусев, 1974), не хуже 5 км, исследовалась сейсмичность эпицентральных областей коровых (Н £ 50 км) землетрясений с К ³ 10, происшедших в 1962-1980 гг. (Викулин, 1982, 1984, 1987, 1988). Полнота используемого каталога такова, что в пределах исследуемых районов сейсмофокальной зоны Камчатки без пропусков регистрируются землетрясения энергетических классов К ³ 7,5 (М ³ 1.5).

Оказалось, что в районах эпицентров всех камчатских землетрясений энергетических классов К ³ 12,5 (М ³ 5,3) существуют области, «пустые» относительно землетрясений всех энергетических классов каталога в течение определенного времени как до, так и после главного толчка. Такие «пустые» области в эпицентральных областях землетрясений нами были названы сейсмическими дырами. Примеры сейсмических дыр в эпицентральных областях землетрясений энергетических классов 12,6-14,0 приведены на рис.1.3.2., соответствующие им параметры представлены в таблице 1.3.2. Видно, что в этом диапазоне энергетических классов сейсмические дыры представляют собою площадки овальной формы с длинами осей l » 16±2 км, d » 8±1 км, их отношением x = l/d » 2,0±0,3, «временем жизни» t » t1(до землетрясения)+t2(после)= 2,0±0,5 года и «уровнем молчания» DК » 4±1.

Вероятность случайного образования одной «пустой» области с такими размерами и временами жизни в реальном по плотности поле эпицентров слабых землетрясений (примерно 10 на 100 км2) составляет около Р12,5+ = 0,05 (Викулин, 1982).

Параметры, характеризующие сейсмические дыры и сейсмические затишья в эпицентральных областях камчатских с К = 12,6¸14,0 (табл. 1.3.2) и курило-камчатских сильнейших (табл. 1.3.1) землетрясений соответственно, представлены на рис. 1.3.3. Видно, что все параметры - линейные размеры (l, d, x), времена жизни (t, t1, t2) и уровни молчания (DК1, DК2 - до землетрясения и после него), во всем диапазоне энергетических классов 12,6¸17 (магнитуд 5,3¸8,5) могут быть описаны соответствующими линейными зависимостями, имеющими очевидный физический смысл. Это указывает на то, что и дыры и затишья относятся к одному классу явлений, по К.Моги (1988) - сейсмическим брешам второго рода. Следовательно, и землетрясения, которым эти бреши соответствуют, можно отнести к одному классу событий, который был назван классом сильных землетрясений (Викулин, 1988, 1990, 1992).

Исследование, проведенное в интервале энергий 10 £ К < 12,5, показало, что примерно половина камчатских землетрясений каждого энергетического класса этого диапазона в своих эпицентральных областях содержит «нулевую» дыру, размер которой не превышает величины возможной относительной ошибки определения координат эпицентров землетрясений (5 км). Другими словами, появление нулевых дыр в эпицентральных областях землетрясений с К < 12,5 носит случайный характер: Р12,5- » 0,5.

Как видим, в достаточно малой окрестности (dK®0) энергетического класса К = 12,5 значение вероятности существования сейсмической дыры в эпицентральной области землетрясения скачком изменяется на порядок:

Кsg =12,5, dK®0 : P12,5+ << P12,5- (1.3.1)

Другими словами, сейсмическая дыра в эпицентральной области камчатского сильного землетрясения как закономерное явление, определяемое зависимостями, представленными на рис.1.3.3, в соответствии с (1.3.1), имеет место в диапазоне энергетических классов К ³ Кsg = 12,5 (М ³ Мsg = 5,3). Результат, устанавливающий существование нижней границы для класса землетрясений, в эпицентральных областях которых сейсмические дыры существуют как закономерное, не случайное, явление, получен впервые автором (Викулин, 1982).

Области сейсмического затишья в эпицентральных областях достаточно сильных землетрясений, как отмечалось выше, выделяются практически во всех сейсмических регионах планеты независимо от уровня их активности. Это указывает на то, что эффект сейсмического затишья и существование класса сильных землетрясений являются достаточно общими свойствами сейсмического процесса. Однако, для других регионов граничное значение энергии класса сильных землетрясений может отличаться от установленного для Камчатки значения К0 = 12,5 (М0 = 5,3).

Рис. 1.3.2. Сейсмические дыры в эпицентральных областях землетрясений с К = 13-14, происшедших в 1962-1980 гг. в районе полуострова Шипунский, Камчатка (Викулин, 1982, 1988). 1 - эпицентры основных толчков; 2 - эпицентры слабых землетрясений; 3, 4 - эпицентры землетрясений, определяющие времена жизни дыры до и после основного толчка соответственно; 5, 6 - положение сейсмических дыр.

 Рис. 1.3.3. Параметры сейсмических дыр в эпицентральных областях курило-камчатских землетрясений с К ³ 12,6 (М ³ 5,3), как функции энергетического класса и магнитуды (Викулин, 1982, 1988).

О границе афтершоковой области.

Исследовался вопрос существования у афтершоковой области сильнейшего землетрясения выделенной и расположенной в пределах предполагаемой границы его очага поверхности, которая по своим свойствам отличается от других рядом расположенных поверхностей. Для этого при построении сейсмического сечения через афтершоковую область землетрясения с М » 8 (рис.1.2.3А) в каждой точке определялось среднее значение логарифма сейсмической активности и по ним среднее значение для всего разреза. Затем среднее значение для всего разреза минимизировалось, что достигалось путем небольшого рассовмещения (не превышавшего размера «элементарной» площадки осреднения при определении величины сейсмической активности, равной 20 км) начал систем координат в каждой из пяти исследуемых афтершоковых областей землетрясений с М » 8. Для минимизированных разрезов строились графики среднеквадратичных отклонений d(lgA), которые представлены на рис.1.3.4.

            Из данных, представленных на этом рисунке, можно видеть следующее. В пределах рассматриваемого отрезка времени (одного года) локальные минимумы зависимостей dx(lgA) и dy(lgA) располагаются в окрестностях точек, удаление которых от центра тяжести афтершоковой области на продольных и поперечных сечениях определяет размер очага землетрясения с М » 8 в соответствии со средней мировой и японо-курило-камчатской зависимостями (рис. 1.1.2).

Рис. 1.3.4. Графики вариаций логарифма сейсмической активности вдоль (Х) и вкрест (Y) афтершоковой области курило-камчатского землетрясения с М » 8 (Викулин, 1987). 1 - изолинии сейсмической активности А10=10, 20, 30 проведены в очаге землетрясения с М » 8 по данным об афтершоках первого года пяти курило-камчатских землетрясений с М = 8,0 ± 0,2: 6.11.1958 (1), 11.8.1969 (2), 15.12.1971 (3), 17.6.1973 (4), 24.3.1978 (5) гг.; 2 - индексы 1 день, 1 неделя, 1 месяц, 0,5 года, 1 год обозначают те же временные интервалы, что и на рис.1.2.3; индекс 1Д ¸ 1Г обозначает график «средней» вариации, построенной с использованием всех данных; 3 - положение «центров тяжести» афтершоковых областей пронумерованных выше в хронологическом порядке

Таким образом, полученные данные показывают, что афтершоковая область землетрясения с М » 8 в плане содержит такую замкнутую поверхность, вдоль которой вариация сейсмической активности в течение всей первой фазы имеет минимально возможное значение. Эта выделенная замкнутая поверхность по своей физической сути может соответствовать границе очага.

Представляется, что все выводы, сформулированные выше в этой части, можно считать справедливыми для всего класса сильнейших землетрясений.

С учетом выявленной особенности распределения афтершоковых областей землетрясений для проведения границы очага сильнейшего землетрясения было предложено правило, использующее данные об афтершоках первого года и макросейсмические данные о главном толчке (Викулин, 1984, 1986, 1987).

1.4. Ротация и сейсмичность

Сейсмичность Австралии (Викулин, 1994)

Карта эпицентров австралийских землетрясений с М ³ 4,5, происшедших в 1788-1989 гг., представлена на рис. 1.4.1. Видно, что эпицентры землетрясений, в основном, распределены в узкой полосе, окаймляющей материк вдоль его береговой линии.

Рис. 1.4.1. Карта эпицентров сильных австралийских землетрясений в 1801-1989 гг.: 1,2 - эпицентры землетрясений с М ³ 6 и 4,5 £ М £ 6,0 соответственно; 3 - эпицентры землетрясений с М < 4,5 в северо-восточной части материка.

Распределение землетрясений в течение различных интервалов времени представлено на рис. 1.4.2. Видно, что землетрясения имеют тенденцию группироваться в пространстве и во времени. Это проявляется в том, что сейсмические события в течение различных интервалов времени происходят в пределах разных и по протяженности достаточно малых участков побережья, тем самым образуя скопления эпицентров землетрясений. Такие скопления землетрясений отмечены в пределах сначала восточного и юго-западного (Х1Х-начало ХХ в., рис. 1.4.2 а), затем западного и юго-восточного (середина ХХ в., рис. 1.4.2 б) и западного и северо-западного (конец ХХ в., рис. 1.4.2 в) участков побережья материка.

Рис. 1.4.2. Распределение эпицентров австралийских землетрясений с М ³ 5,0 в отрезки времени: а - 1801-1935; б - 1936-1973; в - 1974-1989 гг.

Распределение австралийских землетрясений в течение меньших по продолжительности интервалов представлено на рис. 1.4.3. Видно, что можно выделить два цикла закономерного изменения сейсмичности, в каждом из которых имеет место миграция скоплений эпицентров землетрясений вдоль побережья материка (по часовой стрелке) в направлении с востока на юг и затем на запад : а®б®в®г®д и и®к®л (?). Количественно миграцию можно характеризовать величиной угла, вершина которого расположена в некоторой «центральной» точке материка, а величина отсчитывается по часовой стрелке от линии азимута a=90о.

Рис. 1.4.3. Миграция землетрясений вдоль побережья Австралии и сейсмический прогноз: а - 1801-1872 гг., 26±130; б - 1880-1892 гг., 39±210; в - 1897-1908 гг., 62±60; г - 1941-1945 гг., 167±100; д - 1975-1982 гг., 190±300; е - (?) 2000-2010 гг., 220(±16)0; ж - (?) 1872-1880 гг., 324(±16)0; з - (?) 1893-1897 гг., 344(±16)0; и - 1916-1935 гг., 20±210; к - 1958-1973 гг., 44±110; л - 1989-(2000?)(70?)-380; м - 1986-1988 гг., j = ?. Остальные обозначения, как на рис.1.4.1.

Параметры, характеризующие миграцию скоплений эпицентров землетрясений, представлены в таблице 1.4.1. Видно, что циклы сдвинуты на интервал времени, составляющий величину, близкую к Т0 = 80-100 лет. Используя данные, представленные в таблице 1.4.1, можно показать, что значение угловой скорости, с которой сейсмичность мигрирует вдоль окраины материка, изменяется в пределах 0,3-4,0 град/год.

Механическая модель сейсмического процесса (Викулин, 1994)

Протяженность внешней границы Тихого океана ~ 4×104 км. Линейная скорость миграции очагов сильнейших землетрясений вдоль этой границы около 200 км/год (Mogi, 1968; Вилькович, Шнирман, 1984). При этих параметрах значение угловой скорости миграции сейсмичности вдоль тихоокеанского кольца составляет величину, близкую к V = 1,5 град/год. Видно, что угловая скорость миграции сейсмичности вдоль окраины Тихого океана по своему значению фактически совпадает с величиной для такой же скорости вдоль окраины австралийского континента.

Любое движение плит вдоль поверхности вращающейся планеты имеет ротационную компоненту. В своей юго-западной части тихоокеанская плита соприкасается с австралийской плитой. Поэтому совпадение значений их угловых скоростей миграции сейсмичности и близость радиусов, определяющих линейные размеры этих плит в районе их соприкосновения, не случайно и может быть положено в основу модели, с механической точки зрения достаточно прозрачной.

Схематично австралийскую плиту можно представить в виде тонкого диска. Действительно, при примерно овальной форме как плиты (p), так и материка (c), линейные размеры которых достигают Lp = 5-8 тыс. км, Lc = 3-5 тыс. км, мощность океанической плиты D0 = 5 км, а континентальной Dc - несколько десятков километров. Видно, что условия модели (плита-тонкий диск) заведомо выполняются.

Тихоокеанская и австралийская плиты соприкасаются между собою вдоль линии, которая простирается на ~ 10 тыс. км, что составляет более одной трети протяженности всей  окраины  австралийской  плиты.  Ввиду такой большой протяженности линии сопри-

Таблица 1.4.1.

Параметры миграционных циклов сильных австралийских землетрясений

Фаза процесса

(рис. 1.4.3)

Начало и окончание выделенных фаз, год

Середина и продолжитель-ность выделен-ных фаз, год

Угол миграции сейсмичнос-ти, градус

Т0

Первый цикл

а

б

в

г

д

1801-1872

1880-1892

1897-1908

1941-1945

1975-1980

1836±35

1886±6

1902±5

1943±2

1978±3

26±13

39±21

62±6

167±10

190±30

90±30

80±10

90-100?

-

-

Второй цикл

и

к

л

1916-1935

1958-1973

1989-?

1926±10

1966±8

1995±?

20±21

44±11

38

90±30

80±10

90-100?

           Примечание. Т0 - временные интервалы между одинаковыми фазами в циклах.

косновения плит можно принять, что вращение австралийской плиты относительно тихоокеанской плиты происходит в режиме без «проскальзывания». На такой механизм зацепления плит, по-видимому, указывают и данные о близости значений «сейсмических» периодов Т0 и Тr (1.1.3).

В такой механической модели сосредоточение сильных землетрясений в пределах достаточно узкой полосы, протягивающейся вдоль береговой линии австралийского материка, может быть объяснено достаточно просто. Действительно, как может следовать из решения задачи о вращающемся тонком диске (Ландау, Лившиц,, 1965, с.73), напряжения, возникающие во вращающейся плите, будут наибольшими в том месте, где максимален градиент изменения ее мощности, т.е. в пределах узкой полосы вдоль окраины материка. Именно в этом месте мощность плиты достаточно резко изменяется от D0 = 5 км для океанической части плиты до Dс = 30-40 км - для материково

Природа ротационной (кольцевой) сейсмичности

            В пределах сейсмофокального объема, расположенного в Авачинском заливе (Камчатка), по данным детальных сейсмологических наблюдений с К ³ 7 (М ³ 1,5) в течение около 40 лет наблюдаются области низкой сейсмической активности (рис. 1.4.4). Одна из таких областей затишья, или по уровню К ³ 10-11 (М ³ 3-4) сейсмическая дыра с линейными размерами l » 50 км, обнаруживает интересную закономерность в расположении эпицентров сильных землетрясений вдоль ее границы. А именно, как видно из данных, представленных на рис. 1.4.4, эпицентры таких землетрясений закономерным образом перемещаются вдоль границы дыры против часовой стрелки. Скорость угловой миграции по порядку величины  равна  u ~ 2 оборота/(1997-1977)год » 0,1 год-1, что соответствует линейной скорости миграции, равной  V = l/2 ~ (1-10) км/год (Викулин, 1999)

Данные, представленные на рис. 1.4.2, показывают, что максимумы сейсмической активности Австралии приходятся на ее восточную и западную окраины. При этом, указанные максимумы появляются в разные отрезки времени. Аналогичным образом изменяется сейсмичность и на краях очагов сильнейших землетрясений (раздел 1.2.3).

Рис. 1.4.4. Сейсмичность Авачинского залива (Камчатка) по данным детальных инструментальных сейсмологических наблюдений 1962-12.3.1997 гг. В юго-западной части залива выделяется сейсмическая по К ³ 10-11 (М ³ 3-4) дыра, вдоль границы которой имеет место «кольцевая» миграция эпицентров сильных (К ³ 12, М ³ 4,5) землетрясений; направление миграции обозначено стрелками. Крестами отмечены эпицентры двух наиболее сильных (К = 14–15, М = 6–7) землетрясений роя, происшедшего 7-8.3.1999 г. Эпицентры сильных землетрясений 1999 г. находятся в местах, соответствующих кольцевой миграции.

Таким образом, проведенный анализ указывает на существование одной общей особенности у сейсмического процесса, протекающего на разных масштабных уровнях: от сейсмической дыры сильнейшего землетрясения и его очага (первые десятки-сотни километров) до австралийского материка (3-5 тыс. км) и всего тихоокеанского кольца (около 10 тыс. км). Как видим, эффект краевой сейсмичности является достаточно общим свойством сейсмического процесса и, не зависимо от масштаба явления, может быть описан в рамках механической модели, использующей представления о повороте объема соответствующего характерного размера.

Сформулированное утверждение позволяет высказать гипотезу относительно природы сильных землетрясений. А именно: основой механизма (достаточно сильного) землетрясения является поворотные движения блоков.

 

[1]  определение значения особой магнитуды, аналогичной МSP, С.А.Федотовым не проводилось; в качестве такого им было принято значение М=7,75.

Введение Оглавление Глава 2

©IVGG 2003