Jordskjelv når noen ganger voldsomme nivåer, og det er fortsatt ikke mulig å forutsi når og hvor de vil oppstå. De fikk mennesket til å føle seg hjelpeløst så ofte at det hele tiden ble redd for jordskjelv. I mange land folkelegende forbinder dem med opprøret av gigantiske monstre som holder jorden på seg selv.

De første systematiske og mystiske ideene om jordskjelv oppsto i Hellas. Dens innbyggere var ofte vitne til vulkanutbrudd i Egeerhavet og led av jordskjelv som skjedde ved kysten av Middelhavet og noen ganger ble ledsaget av "tidevanns" bølger (tsunamier). Mange gamle greske filosofer ga fysiske forklaringer på disse naturfenomenene. Strabo la for eksempel merke til at jordskjelv forekommer oftere på kysten enn borte fra havet. Han, i likhet med Aristoteles, mente at jordskjelv er forårsaket av sterk underjordisk vind som antenner brennbare stoffer.

På begynnelsen av dette århundret ble det opprettet seismiske stasjoner mange steder rundt om på kloden. De opererer konstant med sensitive seismografer som registrerer svake seismiske bølger generert av fjerne jordskjelv. For eksempel ble jordskjelvet i San Francisco i 1906 tydelig registrert av dusinvis av stasjoner i en rekke land utenfor USA, inkludert Japan, Italia og Tyskland.

Betydningen av dette verdensomspennende nettverket av seismografer var at dokumentasjonen av jordskjelv ikke lenger var begrenset til historier om subjektive sensasjoner og visuelt observerte effekter. Et internasjonalt samarbeidsprogram ble utviklet som sørget for utveksling av jordskjelvregistreringer, noe som ville hjelpe nøyaktig å bestemme plasseringen av kildene. For første gang oppsto statistikk om tidspunktet for jordskjelv og deres geografiske fordeling.

Ordet «tsunami» kommer fra det japanske språket og betyr «gigantisk bølge i havnen». Tsunamier oppstår på overflaten av havet som et resultat av utbrudd av undervannsvulkaner eller jordskjelv. Vannmassene begynner å svaie og begynner gradvis å bevege seg sakte, men bærer på enorm energi, som sprer seg fra sentrum i alle retninger. Bølgelengde, dvs. avstanden fra ett vannfjell til et annet er fra 150 til 600 km. Så lenge seismiske bølger er dype under, overstiger ikke høyden en meter og de er helt ufarlige. Den monstrøse kraften til en tsunami oppdages bare utenfor kysten. Der bremser bølgene, vannet stiger til utrolige høyder; Jo brattere land, jo høyere bølger. Som med et sterkt lavvann, ruller vannet først bort fra kysten, og blottlegger bunnen i hele kilometer. Så kommer den tilbake igjen i løpet av få minutter. Høyden på bølgene kan nå 60 meter, og de suser i land med en hastighet på 90 km/t og feier bort alt i veien.

Deretter økte evnen til med lik nøyaktighet plasseringen av jordskjelv med moderat styrke i et hvilket som helst område av jordens overflate kraftig som et resultat av opprettelsen - på initiativ fra USA - av et målekompleks kalt World Standardized Seismograph Network (WWWSSN).

Intensiteten til et jordskjelv på jordoverflaten måles i poeng. Landet vårt har tatt i bruk den internasjonale M8K-64 (Medvedev, Sponheuter, Karnik-skalaen), ifølge hvilken jordskjelv er delt inn i 12 punkter i henhold til styrken til støt på jordens overflate. Konvensjonelt kan de deles inn i svake (1-4 poeng), sterke (5-8 poeng) og de sterkeste, eller destruktive (8 poeng og over).

Under et jordskjelv med styrke 3 registreres vibrasjoner av få mennesker og kun innendørs; på 5 poeng - hengende gjenstander svaier og alle i rommet legger merke til skjelvingene; på 6 poeng - skade vises i bygninger; med en score på 8 vises sprekker i veggene til bygninger, gesimser og rør kollapser; Et jordskjelv med en styrke på 10 er ledsaget av generell ødeleggelse av bygninger og forstyrrelse av jordoverflaten. Avhengig av styrken til skjelvingene, kan hele landsbyer og byer bli ødelagt.

1.2 Dybde av jordskjelvkilder

Et jordskjelv er rett og slett en risting av bakken. Bølgene som forårsaker et jordskjelv kalles seismiske bølger; Akkurat som lydbølgene som kommer fra en gong når den blir truffet, sendes også seismiske bølger ut fra en eller annen energikilde som befinner seg et sted i de øvre lagene av jorden. Selv om kilden til naturlige jordskjelv opptar et visst volum av stein, er det ofte praktisk å definere det som punktet hvorfra seismiske bølger stråler ut. Dette punktet kalles fokus for jordskjelvet. Under naturlige jordskjelv befinner den seg selvsagt på et eller annet dyp under jordoverflaten. I menneskeskapte jordskjelv, som underjordiske atomeksplosjoner, er fokus nær overflaten. Punktet på jordoverflaten som ligger rett over jordskjelvets fokus kalles jordskjelvets episenter.

Hvor dypt inn i jordens kropp er jordskjelvhyposentrene? En av de første oppsiktsvekkende oppdagelsene gjort av seismologer var at selv om mange jordskjelv fokuserer på grunt dyp, er de i noen områder hundrevis av kilometer dype. Slike områder inkluderer de søramerikanske Andesfjellene, øyene Tonga, Samoa, Nye Hebridene, Japanhavet, Indonesia, Antillene i Det karibiske hav; Alle disse områdene inneholder dype havgraver. I gjennomsnitt avtar frekvensen av jordskjelv her kraftig på dybder på mer enn 200 km, men noen brennpunkter når jevne dybder på 700 km. Jordskjelv som oppstår på dyp fra 70 til 300 km er ganske vilkårlig klassifisert som mellomliggende, og de som skjer på enda større dyp kalles dypfokus. Mellom- og dypfokuserte jordskjelv forekommer også langt fra Stillehavsregionen: i Hindu Kush, Romania, Egeerhavet og under Spanias territorium.

Skjelvinger med grunt fokus er de hvis brennpunkter ligger rett under jordoverflaten. Det er jordskjelv med grunt fokus som forårsaker den største ødeleggelsen, og deres bidrag er 3/4 av den totale energimengden som frigjøres over hele verden under jordskjelv. I California, for eksempel, har alle jordskjelv kjent så langt vært grunt fokus.

I de fleste tilfeller, etter moderate eller sterke grunne jordskjelv i samme område, observeres mange jordskjelv av mindre styrke i løpet av flere timer eller til og med flere måneder. De kalles etterskjelv, og antallet under et virkelig stort jordskjelv er noen ganger ekstremt stort.

Noen jordskjelv innledes av foreløpige sjokk fra samme kildeområde - foresjokk; det antas at de kan brukes til å forutsi hovedsjokket.

1.3 Typer jordskjelv

For ikke så lenge siden ble det allment antatt at årsakene til jordskjelv ville være skjult i mørket til det ukjente, siden de forekommer på dyp for langt fra menneskelig observasjonssfære.

I dag kan vi forklare naturen til jordskjelv og de fleste av deres synlige egenskaper fra fysisk teoris perspektiv. I følge moderne utsikt, jordskjelv gjenspeiler prosessen med konstant geologisk transformasjon av planeten vår. La oss nå vurdere teorien om opprinnelsen til jordskjelv, akseptert i vår tid, og hvordan den hjelper oss å bedre forstå deres natur og til og med forutsi dem.

Det første trinnet for å akseptere nye synspunkter er å gjenkjenne den nære sammenhengen mellom plasseringene til de områdene på kloden som er mest utsatt for jordskjelv og geologisk nye og aktive områder på jorden. De fleste jordskjelv forekommer ved platemarginer: så vi konkluderer med at de samme globale geologiske, eller tektoniske, kreftene som skaper fjell, riftdaler, midthavsrygger og dyphavsgraver er de samme kreftene som er hovedårsaken til store jordskjelv. Naturen til disse globale kreftene er foreløpig ikke helt klar, men det er ingen tvil om at deres utseende skyldes temperaturinhomogeniteter i jordens kropp - inhomogeniteter som oppstår på grunn av tap av varme ved stråling inn i det omkringliggende rommet, på den ene hånd, og på grunn av tilsetning av varme fra nedbrytning av radioaktive elementer, inneholdt i bergarter, på den andre.

Det er nyttig å introdusere klassifiseringen av jordskjelv i henhold til metoden for deres dannelse. Tektoniske jordskjelv er de vanligste. De oppstår når det oppstår et brudd i bergarter under påvirkning av visse geologiske krefter. Tektoniske jordskjelv er viktige vitenskapelig betydning for kunnskap om jordens tarmer og det enorme praktisk betydning Til menneskelig samfunn, siden de representerer det farligste naturfenomenet.

Men jordskjelv oppstår også av andre årsaker. En annen type skjelv følger vulkanutbrudd. Og i vår tid tror mange fortsatt at jordskjelv hovedsakelig er forbundet med vulkansk aktivitet. Denne ideen dateres tilbake til gamle greske filosofer, som bemerket den utbredte forekomsten av jordskjelv og vulkaner i mange områder av Middelhavet. I dag skiller vi også mellom vulkanske jordskjelv – de som oppstår i kombinasjon med vulkansk aktivitet, men vi tror at både vulkanutbrudd og jordskjelv er et resultat av tektoniske krefter som virker på bergarter, og de oppstår ikke nødvendigvis sammen.

Den tredje kategorien er dannet av jordskjelv med jordskred. Dette er små jordskjelv som oppstår i områder der det er underjordiske hulrom og gruveåpninger. Den umiddelbare årsaken til bakkevibrasjoner er kollapsen av taket på en gruve eller hule. En ofte observert variasjon av dette fenomenet er de såkalte "steinsprengningene". De oppstår når påkjenninger rundt en gruveåpning forårsaker at store steinmasser brått, eksplosivt, skiller seg fra ansiktet, spennende seismiske bølger. Det er observert steinsprengninger, for eksempel i Canada; De er spesielt vanlige i Sør-Afrika.

Av stor interesse er mangfoldet av jordskjelv som noen ganger oppstår under utvikling av store skred. For eksempel genererte et gigantisk skred på Mantaro-elven i Peru 25. april 1974 seismiske bølger tilsvarende et moderat jordskjelv.

Den siste typen jordskjelv er menneskeskapte, menneskeskapte eksplosive jordskjelv som oppstår under konvensjonelle eller atomeksplosjoner. Underjordiske atomeksplosjoner utført i løpet av de siste tiårene på en rekke teststeder rundt om i verden har forårsaket ganske betydelige jordskjelv. Når et kjernefysisk apparat eksploderer i et borehull dypt under jorden, frigjøres enorme mengder atomenergi. I løpet av milliondeler av et sekund hopper trykket der til verdier som er tusenvis av ganger høyere enn atmosfærisk trykk, og temperaturen på dette stedet øker med millioner av grader. De omkringliggende bergartene fordamper, og danner et sfærisk hulrom mange meter i diameter. Hulrommet vokser mens den kokende steinen fordamper fra overflaten, og steinene rundt hulrommet penetreres av bittesmå sprekker under påvirkning av sjokkbølgen.

Utenfor denne sprukne sonen, hvis dimensjoner noen ganger måles i hundrevis av meter, fører kompresjon i bergartene til fremveksten av seismiske bølger som forplanter seg i alle retninger. Når den første seismiske kompresjonsbølgen når overflaten, bøyer jorda seg oppover, og hvis bølgeenergien er høy nok, kan overflate og berggrunn slynges ut i luften og danne et krater. Hvis hullet er dypt, vil overflaten bare sprekke litt og fjellet vil stige momentant, for så å falle tilbake på de underliggende lagene.

Noen underjordiske atomeksplosjoner var så kraftige at de resulterende seismiske bølgene reiste gjennom det indre av jorden og ble registrert ved fjerne seismiske stasjoner med en amplitude tilsvarende bølger fra jordskjelv med en styrke på 7 på Richters skala. I noen tilfeller har disse bølgene rystet bygninger i avsidesliggende byer.

1.4 Tegn på et forestående jordskjelv

For det første er seismologer spesielt interessert i forløperendringer i hastigheten til langsgående seismiske bølger, siden seismologiske stasjoner er spesialdesignet for nøyaktig å markere tidspunktet for ankomst av bølger.

Den andre parameteren som kan brukes til prognoser er endringer i nivået på jordoverflaten, for eksempel helningen til bakkeoverflaten i seismiske områder.

Den tredje parameteren er utslipp av inertgassen radon til atmosfæren langs soner med aktive forkastninger, spesielt fra dype brønner.

Den fjerde parameteren som tiltrekker seg mye oppmerksomhet er den elektriske ledningsevnen til bergarter i jordskjelvforberedelsessonen. Fra laboratorieforsøk utført på steinprøver er det kjent at den elektriske motstanden til vannmettet bergart, som granitt, endres dramatisk før bergarten begynner å brytes ned under høyt trykk.

Den femte parameteren er variasjoner i nivået av seismisk aktivitet. Det er mer informasjon om denne parameteren enn om de fire andre, men resultatene som er oppnådd så langt tillater ikke å trekke sikre konklusjoner. Sterke endringer i den normale bakgrunnen for seismisk aktivitet registreres - vanligvis en økning i frekvensen av svake jordskjelv.

La oss se på disse fem stadiene. Det første trinnet består av langsom akkumulering av elastisk deformasjon på grunn av virkningen av de viktigste tektoniske kreftene. I denne perioden er alle seismiske parametere preget av normale verdier. På det andre trinnet utvikles sprekker i jordskorpen i forkastningssonene, noe som fører til en generell økning i volum - til dilatans. Når sprekker åpner seg, avtar hastigheten til langsgående bølger som passerer gjennom et slikt oppblåst område, overflaten stiger, radongass frigjøres, elektrisk motstand avtar, og frekvensen av mikrojordskjelv observert i dette området kan endres. På det tredje stadiet diffunderer vann fra de omkringliggende bergartene inn i porer og mikrosprekker, noe som skaper forhold med ustabilitet. Når sprekkene fylles med vann, begynner hastigheten på P-bølger som passerer gjennom området å øke igjen, stigningen av jordoverflaten stopper, utslipp av radon fra ferske sprekker dør ut, og den elektriske motstanden fortsetter å avta. Det fjerde trinnet tilsvarer øyeblikket av selve jordskjelvet, hvoretter det femte trinnet umiddelbart begynner, når det oppstår mange etterskjelv i området.

David,
10. klasse elev, kommunal utdanningsinstitusjon ungdomsskole nr. 26, Vladikavkaz, Nord-Ossetia–Alania

Jordskjelv og deres prognoser

1. Introduksjon

Studieobjekt– geofysiske prosesser før og medfølgende jordskjelv.

Oppgave– vurdere årsakene til et komplekst naturfenomen, samt metoder for å registrere det og prospekter for prognoser for å lage passende utstyr.

Jordskjelv er en av manifestasjonene av det geologiske livet på jorden. Dette er "pulsen" på planeten vår, og for mennesker er det en av de forferdelige naturkatastrofene. Seismografer oppdager mer enn 100 000 jordskjelv i året. Av disse kan rundt 100 klassifiseres som destruktive. Her er noen interessante historiske bevis:

• 868 og 876, Byzantium - jordskjelv som varer i 40 dager;
• 1000, 29. mars – et kraftig jordskjelv over hele kloden;
• 1101, Kiev, Vladimir - "... kirkene sto knapt, og mye skade ble gjort. Kors falt fra kirker»;
• 1109, 2. februar, Novgorod - "...jorden var i sjokk";
• 1117, 16. september, Kiev-Russland- kraftig jordskjelv;
• 1188, 15. september, Rus' - jordskjelv "ristet jorden";
• 1446, Moskva - "...den samme høsten 1. oktober dag, klokken 6 den natten, ristet byen Moskva. Kreml og forstedene har blitt rystet"; tilsvarende i 1471;
• 1525, Ungarn - "...hus og kirker falt i jorden";
• 1595 Nizhny Novgorod- «...ved middagstid kom det en stor lyd, som om jorden skalv, og jorden ble grå... Og kirken, og cellene, gjerdet og kornmagasinene og stallgården gikk til grunne, bare alteret søyle forble»;
• 1751, Finland - en serie jordskjelv fra oktober til desember, noen ledsaget av støy;
• 1771, Kaukasus - "jordskjelv nær Mount Beshtau ... en del av Mount Mashuk falt gjennom";
• 1785, 12–13 februar, Mozdok - det første jordskjelvet ble ledsaget av et underjordisk brøl, det andre av forstyrrelsen av vann i Terek (jordskjelv ble følt så langt som til Kizlyar);
• 1798, Perm, Jekaterinburg, Verkhoturye - 8. mai var det kraftig regn, 2 dager senere kom det tordenvær, regn og hagl, 11. mai falt temperaturen under null, snø falt natt til 12. mai. Samme dag hørtes den matte lyden av et jordskjelv. Samtidig blåste det en sterk vind, det snødde og det var veldig kaldt;
• 1809, 26. februar, Vyatka-provinsen - i selve Vyatka var det to slike slag at "alle husene ristet og knitret", men det var ingen skade;
• 1814, Taganrog, Azovhavet - "Den 28. april, rundt klokken 2 på ettermiddagen, i rolig vær, ble det plutselig hørt torden i havet og deretter, i en avstand på omtrent 400 meter fra kysten, en flamme dukket opp fra vannet, omgitt av røykskyer og ledsaget av et uopphørlig brøl, som ligner på kanonskudd. Enorme jordmasser og steiner ble kastet ut med makt til kvelden, da de så en liten øy som spydde ut fjelltjære gjennom mange hull»;
• 1817, Taman-halvøya - "en ny haug dukket opp midt i innsjøen";
• 1832, 17. mars, Tiflis - jordskjelvet ble innledet av en sterk vindkast som varte i tre dager;
• 1841, Nizhny Tagil - underjordiske skjelvinger og rumling ble hørt, himmelen ble opplyst med flerfargede flammer om natten;
• 1851 28. juli, Kutaisi-provinsen - etter jordskjelvet brøt det ut et kraftig tordenvær med regn som falt nesten hele natten;
• 1856, 1. februar, Gori - jordskjelv, og om natten var det en storm;
• 1873, 9. februar, Kola - klokken 4 ble det hørt et underjordisk sjokk og et jordskjelv. "Hus ristet og redskaper falt." Været var rolig. Plutselig, plutselig «ble det mørkt», så dukket det opp en enorm mørk lilla ball på den østlige siden av himmelen, som så forsvant i vest. I det øyeblikket hørtes et slag.
• 1883 er en enestående æra for seismiske og vulkanske fenomener på planeten vår (353 jordskjelv).

2. Fremveksten av forhold for jordskjelv

Jordskorpen er den øverste delen av litosfæren. Teorien om litosfæriske plater og kontinentaldrift ble opprettet på begynnelsen av det tjuende århundre. Tysk vitenskapsmann A. Wegener. I følge teorien brytes skorpen, sammen med en del av den øvre mantelen, av et komplekst nettverk av dype sprekker, som deler litosfæren i 7 store plater og dusinvis av mindre plater. Platene ligger på et relativt mykt og plastisk lag av mantelen, og glir langs som i forhold til hverandre, naboplater kan nærme seg og divergere.

Det overveldende flertallet av jordskjelv (mer enn 85%) forekommer under kompresjonsforhold, og bare 15% - under spenningsforhold. Subduksjonen av den mobile Lilleasia-mikroplaten under den mer stabile skytiske med en hastighet på omtrent 3,5 cm/år fører til oppløfting av Kaukasus-fjellsystemene frem til i dag. Et jordskjelv er en umiddelbar frigjøring av energi på grunn av dannelsen av et bergbrudd som oppstår i et visst volum kalt jordskjelvfokus. Mindre skala prosesser kan også forekomme, som et resultat av at det observeres en såkalt steinsprengning, på grunn av tilstedeværelsen av gruvedrift.

3. Jorddynamikk. Resonansfare for strukturer

Et seismisk sjokk forårsaker lavfrekvente vibrasjoner av strukturer. Siden de har en stor masse, oppstår det betydelige treghetskrefter under vibrasjoner. I det generelle tilfellet har en struktur som en fri kropp seks frihetsgrader. Dens vibrasjoner påvirkes av jorda den står på. Den viktigste oppgaven ved beregning av et struktur-fundamentoscillerende system er prediksjonen av resonansfrekvenser og toppforskyvningsamplituder. Resonansforsterkning av pendelsvingninger er spesielt farlig når tyngdepunktet til en struktur er betydelig fjernet fra støttepunktet, som er typisk for brostøtter, rør og høyhus.

Den seismiske effekten bestemmes av tre parametere: amplitudenivået, den rådende perioden og varigheten av svingningene. Under jordskjelvet i California 27. juni 1966 nådde maksimale akselerasjoner på overflaten 0,5 g, men på grunn av den korte varigheten av påvirkningen var det ingen vesentlige skader på bygninger. Og et støt med lav amplitude som varer relativt lenge kan føre til alvorlige skader. Oppgaven er komplisert av de dårlig forutsigbare effektene av resonansforsterkning av seismiske vibrasjoner av løs jord nær overflaten. I Mexico City, som ligger 300 km fra episenteret av jordskjelvet i 1985, nådde resonansforsterkningen av svingninger med en periode på omtrent 2 s i visse deler av byen 75 ganger. Dette førte til ødeleggelse av 15–25-etasjers bygninger med nære resonansperioder. 10.000 mennesker døde.

Oftest er jordskjelvfoci konsentrert i jordskorpen på 10–30 km dyp. Som regel er det viktigste underjordiske seismiske sjokket innledet av lokale skjelvinger - forsjokk. Seismiske skjelvinger som oppstår etter hovedsjokket kalles etterskjelv.

4. Jordskjelvvarsling

Det er ganske mange jordskjelvvarselskilt. La oss se på de mest betydningsfulle.

Seismisk. Vanligvis overstiger ikke s10 N/cm² per år, og jo større jordskjelvet er og energien som frigjøres, desto lengre er intervallet mellom sterke jordskjelv. DI. Mushketov uttrykte ideen om at områder med alpin folding (for eksempel Kaukasus) er preget av en høyere frekvens, men lavere styrke av jordskjelv enn unge fjellområder som oppsto på stedet for plattformer (for eksempel Tien Shan).

Geofysisk. Nøyaktige målinger av jordoverflatens deformasjoner og helninger ved bruk av deformatorer indikerer at deformasjonshastigheten øker kraftig før et jordskjelv. I Japan er jordbevegelsessensorer i gjennomsnitt plassert i en avstand på 25 km fra hverandre. Dette er 4,5 m høye søyler i rustfritt stål med en mottaker for satellittposisjoneringssystem på toppen. Hvert 30. sekund bestemmer mottakeren koordinatene til sensorplasseringen med en feil på ca. 2 mm. Laseravstandsmålere brukes også til å overvåke bevegelser av jordskorpen. Radarsatellitter InSAR De jobber i par og skaffer kart over bevegelser av jordoverflaten over store områder. Lignende utstyr ble levert til ISS 16. juli 2008.

Enhver endring i stress-belastningstilstanden til jordskorpen påvirker elektrisk motstand bergarter, samt på endringer i magnetfeltet forårsaket av magnetiske mineraler. Dette innebærer eksistensen av elektromagnetiske forløpere. På slutten av 1960-tallet. XX århundre Rektor ved Tomsk Polytechnic Institute A. Vorobyov uttrykte ideen om at det skulle være elektromagnetiske felt under jorden assosiert med prosesser i jordens tarmer. For eksempel, ved kontaktpunktene mellom blokker, oppstår det en friksjonskraft som fører til elektrifisering. Hvis naboblokker "henger sammen", stopper friksjonen og elektromagnetiske felt forsvinner, men mekaniske påkjenninger akkumuleres, som avlastes av et jordskjelv. Statistikk viser at vanligvis et kompleks av blokker blir ødelagt i løpet av 8–10 dager. Den "rolige" effekten er et signal om et jordskjelv. Men for å forbedre nøyaktigheten av prognosen, er det nødvendig med informasjon fra et nettverk av observasjonsstasjoner i et gitt område. Under eksperimentene oppdaget forskere to elektrifiseringsmekanismer som er viktige under deformasjonen av jordskorpen:

– når to dielektriske eller halvledere kommer i kontakt, oppstår diffusjon av ladningsbærere og en kontaktpotensialforskjell oppstår. Og i nærvær av væske dannes doble elektriske lag ved fast-væske-grensesnittet. Når disse kontaktene brytes, oppstår ulike elektriske effekter;

- inne i ioniske dielektriske stoffer (slik er stoffet i jordskorpen), ved ødeleggelse oppstår en bevegelse av ladninger (bevegelse av ladede dislokasjoner og sprekker) under påvirkning mekaniske krefter, som tilsvarer lokale strømmer. Det kalles mekanoelektriske prosesser(MEP).

Det gjøres observasjoner av endringer i det atmosfæriske elektriske potensialet, elektrotelluriske (Jord og ionosfære - foringer av en sfærisk kondensator) og geomagnetiske felt, naturlige pulserende elektromagnetiske felt. Det ble funnet at etter slutten av forstyrrelsen av naturlige elektromagnetiske felt og ionosfæriske parametere (eller i sluttfasen), kan seismiske hendelser oppstå. Men det er ingen fullstendig sammenheng, fordi det kan være andre årsaker. For eksempel avhenger parameterne til ionosfæren sterkt av kosmisk påvirkning og geomagnetiske forhold. Det elektriske potensialet påvirkes av værforholdene. Ved prognoser er det nødvendig å ta hensyn til plasseringen av kilder til forstyrrelser i rommet.

MEP oppstår under deformasjon og ødeleggelse av jordskorpen i følgende områder: jordskjelvkilde; grenser for blokker og feil; overflatelaget av jordskorpen som gjennomgår deformasjon under forberedelsesstadiet til et jordskjelv. (Lag under overflaten, på grunn av deres høye elektriske ledningsevne, forårsaker ikke forvrengning av naturlige elektromagnetiske felt.) Dermed blir MEP-er kilder til stråling i radiorekkevidden. De påvirker de elektrotelluriske og geomagnetiske feltene, så vel som det atmosfæriske elektriske potensialet. Men den mest effektive vil være en storskala strømkilde (ti titalls kilometer i størrelse), oppnådd langs grensene til blokker, der mange MEP-er vil kjøre synkront. En slik pulserende kilde opererer med en frekvens på 10–1000 Hz og er i stand til å trenge høyt inn i ionosfæren.

Det er en hypotese fra greske forskere (P. Varotsos' gruppe) om den piezokrystallinske effekten i noen bergarter som oppstår før et jordskjelv.

Ris. 2. Før et kraftig jordskjelv endres bredden på jord-ionosfærens bølgeleder: dens øvre vegg (ionosfære) synker: 1 – sendestasjon; 2 – jordskjelvkilde; 3 - forstyrret område av ionosfæren; 4 – ionosfære; 5 – stratosfæren; 6 – hørende radiostråle; 7 – mottaksstasjon

Ris. 1. Elektrostatisk felt i ionosfæren og feltet til en seismisk kilde på bakken

Ionosfærisk. For første gang ble instrumentelle observasjoner av elektromagnetiske fenomener knyttet til forberedelsen av et jordskjelv utført i 1924 av B.A. Chernyavsky. Han beskrev forstyrrelsen av atmosfærisk elektrisitet før jordskjelvet Jalal-Abad i Usbekistan. Før jordskjelv med styrke over 5, flere timer før sjokket, ble det noen ganger registrert endringer i styrken til det vertikale elektrostatiske feltet på jordoverflaten i det episentrale området fra flere titalls til 1000 V/m. Nær jordoverflaten er feltet vertikalt, og i ionosfæriske høyder dreier det seg parallelt med jorden. Det dannes en sone med en radius på titalls til hundrevis av kilometer (fig. 1). I ionosfæren i en høyde på 100–120 km før et jordskjelv kan det observeres en glød av atmosfærisk gass. Dermed påvirker jordskjelvkilden induktivt den nedre delen av ionosfæren. Som et resultat av forskning har det blitt fastslått at før et kraftig jordskjelv endres bredden av jord-ionosfærens bølgeleder: dens øvre vegg (ionosfære) synker (fig. 2). Innledende informasjon om at det elektromagnetiske feltet i bølgelederen enten øker eller minker ble oppnådd ved å registrere lynutladninger som har en vanlig daglig syklus. Det vil si at et område med økt eller redusert konsentrasjon av ladede partikler dannes flere timer før et jordskjelv. Overvåking av den nedre delen av ionosfæren, som er veggen til bølgelederen, ble utført ved skrå lyding med bølger med en frekvens på 10–15 kHz. Det forstyrrede området av ionosfæren forstyrret den normale forplantningen av radiobølger. Dermed ble en forvrengning av radiosignalfasen registrert før jordskjelvet i Usbekistan 10. september 1984.

Ris. 3. Radiosignalfaseforstyrrelser 1,5 time før jordskjelvet i Romania ( M = 7,2)

G.T. Nestorov i Bulgaria 4. mars 1977, 1,5 time før jordskjelvet i Romania ( M= 7,2) oppdaget fading - raske svingninger og jevn falming av radiosignalet (fig. 3). Beregninger av kortsiktig seismisk fare som tok hensyn til variasjonen av parameterne til jord-ionosfærens bølgeleder viste at i ett av fem tilfelle var prognosen falsk, det var ingen savnede sterke jordskjelv. Generelt har det alltid vært rapporter om tordenværlignende støy i telefoner, lukten av ozon under jordskjelv og tilfeller av elektrisitet som påvirker mennesker og dyr.

Konklusjoner. Før et jordskjelv oppstår mekaniske og elektriske påkjenninger i jordskorpen. Et område med ytterligere ionisering kan skape sekundære bredbåndsradioemisjoner og lyseffekter, samt forvrenge forplantningen av radiobølger i ultralangbølget og langbølget. bølgeområder. En kilde som pulserer på bakken kan forårsake en resonans i jord-ionosfærens oscillerende krets (ν res ~ 10 2 Hz). Dette vil forårsake en bølge av elektrisk vekselstrøm i ionosfæren, dens ytterligere oppvarming og ionisering. Som et resultat kan nye kilder til radiobølger dukke opp. Et mer pålitelig tegn på et kraftig jordskjelv er ikke forstyrrelse i den nedre ionosfæren, men en økning i frekvensen av disse forstyrrelsene. Området med ionosfæriske forstyrrelser kan forskyves med 500– 1000 km, dvs. miljøet "velger" det svakeste stedet for et sterkt jordskjelv. For å øke påliteligheten til prognosen, er det nødvendig å ta hensyn til energimetningen til fjellmiljøet (potensiell energi forårsaket av elastiske deformasjoner). I tillegg kan noen av effektene være mer høye nivåer samme ionosfære.

Som et resultat har forskere foreslått modeller som forbinder utviklingen av anomalier i ionosfæren med radonutslipp, endringer i spenningen elektrisk felt i atmosfæren, forstyrrelse av ionosfæren av lavfrekvente elastiske vibrasjoner som oppstår under forberedelsen av et jordskjelv. Riktignok er de oppførte endringene for små og ikke merkbare på bakgrunn av "støy". Dessverre oppdages de bare statistisk, siden de representerer endringer i de gjennomsnittlige statistiske egenskapene til ionosfæren over visse tidsperioder under forberedelsen av et jordskjelv eller under det.

Dyrefølsomhet(elektromagnetiske forløpere, infralyder). Har størst følsomhet i levende organismer nervesystemet. For bevegelse av blod er dets elektromagnetiske egenskaper avgjørende. I kroppen beveger ladninger (elektroner, ioner) seg kontinuerlig på en ryddig måte, og bestemmer livsprosessene til cellene. I tillegg er det organer som spesifikt oppfatter det geomagnetiske kartet over området, som er nødvendig for orientering. Alt dette til sammen gjør det mulig å føle endringer i elektromagnetiske og geomagnetiske felt i miljøet.

Forskere har funnet ut at mekanismen for orientering av fugler og noen dyr er basert på en delikat balanse av kompleks kjemiske reaksjoner, hvis strøm endres under påvirkning av et magnetisk felt, selv om det er veldig svakt, omtrent 50 μT. Generelt er det fortsatt uklart hva som påvirker dyrene, siden både dyr på land (hunder, hester, elefanter, etc.) og fisk (i havet og i akvarier - japansk dvergsteinbit, etc.) forutser fare. Steinbit er pålitelige indikatorer på tsunamier som følge av jordskjelv under vann. Hos disse fiskene (så vel som hos karpefisk, barentshavsrokke, ørret og langtåkreps) ble det påvist en maksimal elektrosensitivitet i området 7–8 Hz. (Mennesker har en alfarytme i hjernen, men vi har tilsynelatende mistet evnen til å forutse.)

Hydrodynamisk. Komprimering av bergarter øker nivået av grunnvann og følgelig vannnivået i brønner og brønner. Perioden for geysirer kan endres.

Geokjemisk. Radonnivåene endres. 15–20 timer før en stein sprekker (i gruver) i kompresjonssonen, synker nivået av denne gassen. Men den øker 8–9 ganger i den fjerne sonen, hvor strekking forekommer. En steinsprengning oppstår etter at maksimal radonkonsentrasjon har passert. Som regel studeres konsentrasjonene av radon løst i grunnvann fra rennende brønner. Endringer merkes 3–4 måneder før en seismisk hendelse og er spesielt tydelig manifestert 1–2 uker.

Permeabiliteten til en bergmasse og tilstedeværelsen av tilhørende porer og sprekker i den avhenger i betydelig grad av dens spennings-tøyningstilstand. Dynamiske endringer i radonkonsentrasjon i det overflatenære jordlaget gjenspeiler denne tilstanden.

Radon er radioaktivt og er et produkt av alfa-nedbrytningen av radium. Disse kjemiske elementer er en del av den radioaktive uran-238-familien. Radon er en optimal indikator for ulike geologiske studier. Konsentrasjonen i en fjellkjede er vanligvis konstant, fordi selv om noen av atomene kommer inn i luften, og noen forfaller med en halveringstid på 3.825 dager, blir dette tapet konstant kompensert av en ny tilførsel, som avhenger av konsentrasjonen av uran. og følgelig radium i en gitt fjellkjede. Gassstråler, inkludert radon, kan komme ut fra dybder på opptil 200 m. Det er ingen problemer med registreringen av radon på grunn av dets radioaktivitet - det registreres pålitelig selv i små doser (30–50 henfall i 1 m 3 i 1 s, dvs. 30–50 Bq/m3, som tilsvarer en konsentrasjon på 10-16 % i gassblandingen). For å implementere prognosen er det nødvendig å lage et overvåkingssystem over hele det seismogene området. I dette tilfellet bør avstanden mellom stasjonene ikke være mer enn 25 km, og dataakkumulering bør utføres på ikke mer enn 24 timer I tillegg ioniserer ladede partikler som sendes ut av radioaktivt radon luftmolekyler, genererer kondensasjonssentre, og bidrar til dannelsen av tåke.

Noen ganger avslører soner med aktive geologiske feil seg som lineære ansamlinger av skyer når de observeres fra et fly eller fra verdensrommet. Så langt har imidlertid ikke prognosen basert på skykart gitt suksess.

Diffusjon av lette gasser fra jordens indre og tilstanden til de resulterende strukturene gjør det mulig å forutsi muligheten for et sterkt jordskjelv med en nøyaktighet på en dag, men over et bredt område.

Innflytelse relativ posisjon Måne og sol, fordi flo og fjære også forekommer i jordskorpen.

Konklusjon

I debatten om den grunnleggende muligheten for å forutsi jordskjelv har ennå ikke en eneste modell vunnet en begrunnet og entydig seier. Scenarier med katastrofer som vokser i jordens dyp avhenger av slike stort nummer faktorer som en fullstendig analyse alltid er vanskelig. Derfor er situasjonen verst med kortsiktige (dager, timer) prognoser, og påliteligheten til langsiktige (tivis av år) og mellomlange (år, måneder) prognoser er 0,7–0,8, til tross for omfattende overvåking (ikke bare registrering av jordoverflatefluktuasjoner, men også målinger av nivå, temperatur og kjemisk sammensetning av vann i brønner, bevegelseshastigheten til jordoverflaten, anomalier av gravitasjons- og geomagnetiske felt, overvåking av atmosfæriske, ionosfæriske og geoelektriske fenomener), den har ennå ikke vært mulig å få en effektiv og økonomisk begrunnet prognose for jordskjelv, der de forhindrede tapene ville overstige skade fra falske alarmer.

Isostatisk tektonikk spiller også en viktig rolle, når under ødeleggelsen av fjell (sol, vind og vann), den myknede substansen i astenosfæren "suges inn" for å gjenopprette likevekt. Dratt av strømmene av dette stoffet, flytende litosfæriske plater, som nærmer seg fjellene fra forskjellige sider, skaper horisontal kompresjon. Et eksempel på isostatikk er hevingen av Kaukasus-ryggene og innsynkningen av Indolo-Kuban-sonen.

I jordskorpen er det retninger (kanaler) for forplantning av seismiske bølger. I tillegg kan det være menneskeskapte jordskjelv utløst av store utgravninger og fjerne jordskjelv, samt eksplosjoner. For å skille ikke-seismiske påvirkninger og isolere påvirkningen fra forstyrrelseskilder (i overflatelagene av jordskorpen, i atmosfæren, i ionosfæren), kreves det komplekse seismologiske, deformasjons- og elektromagnetiske studier. I dette tilfellet kan du satse stort på elektromagnetiske forløpere til jordskjelv, siden de har viktig informasjon om utviklingen av prosessen - overgangen av miljøet fra en stabil tilstand til en ustabil, etterfulgt av et jordskjelv.

Nye satellittteknologier gjør det mulig å overvåke deformasjoner av jordoverflaten, endringer i jordtemperatur under utslipp av dype væsker, og endringer i egenskapene til ionosfæren knyttet til forberedelse og implementering av sterke jordskjelv.

Boring i løpet av 2004–2006 kan betraktes som et gjennombrudd innen jordskjelvforskning. dyp brønn i San Andreas-forkastningen (USA) og installasjon av et observatorium i den, designet for 20 års drift. Hun skal måle seismisk aktivitet, grunnvannstrykk, temperatur og deformasjon direkte i sonen for forkastningsmikrojordskjelv. Den fysiske teorien om selve den seismiske prosessen er fortsatt i ferd med å dannes. Nå er det en overgang til en sannsynlighetsprognosemodell.

Studiet av forskjellige forløpere førte til følgende konklusjoner:

- tidspunktet for utseendet til forløperen avhenger av størrelsen (energien) til det fremtidige jordskjelvet og øker også med økningen;

– radiusen til området der forløpere forekommer øker også med økende størrelse;

– amplituden til forløperne avtar gradvis med avstanden fra episenteret til det fremtidige jordskjelvet.

Når man varsler et jordskjelv, skilles det mellom tre parametere: koordinatene til episenteret, tid og størrelse (energi). Følgelig skal feilene i disse mengdene vises. Effektiviteten til forløpere varierer. Spesielt geokjemisk (konsentrasjon av gasser i grunnvann) og hydrodynamisk (temperatur og grunnvannsnivå) anses som ekstremt ustabile fordi de ikke alltid samsvarer med de ovennevnte egenskapene til forløperne. Derfor stopper ikke letingen etter nye varslere.

358 214 episentre av jordskjelv som skjedde i 1963–1998. Det kan sees at de tydelig skisserer grensene for tektoniske plater (Earthquake magnitude // Wikipedia - the free encyclopedia. [Elektronisk ressurs]. URL: http://ru.wikipedia.org)

Størrelsen på et jordskjelv er en verdi som karakteriserer energien som frigjøres i form av seismiske bølger. Den opprinnelige størrelsesskalaen ble foreslått av den amerikanske seismologen Charles Richter i 1935, så i hverdagen kalles størrelsesverdien feilaktig Richters skala. I følge Richter, styrken til et jordskjelv (ved episenteret) M L estimert som desimallogaritmen til forskyvningen EN(i mikrometer) nålen til en standard Wood-Anderson seismograf plassert i en avstand på ikke mer enn 600 km fra episenteret: M L= logg EN + f, Hvor f– korreksjonsfunksjon, beregnet fra tabellen og avhengig av avstanden til episenteret. Energien til et jordskjelv er omtrent proporsjonal med EN 3/2, dvs. en økning i styrke med 1,0 tilsvarer en økning i amplituden til oscillasjoner med 10 ganger og en økning i energi med omtrent 32 ganger. Magnitude er en dimensjonsløs størrelse; den uttrykkes ikke i poeng. Det er riktig å si: "jordskjelv med styrke 6,0" (og ikke "jordskjelv med styrke 6") eller: "jordskjelv med styrke 5 på Richters skala", og ikke "jordskjelv med styrke 6 på Richters skala" (ibid. )

Den 13. januar 2010 skjedde en rekke jordskjelv i Haiti, hvorav det sterkeste målte styrke 7 på Richters skala. (Merk at Richter selv, på grunn av "svakheten" til instrumentene hans, kunne registrere en maksimal styrke på 6,8.) Som Vladimir Kosobokov, sjefforsker ved International Institute of Earthquake Forecasting and Mathematical Geophysics of the Russian Academy of Sciences, bemerket, situasjonen oppsto på grunn av en "konflikt" mellom de karibiske og nordamerikanske litosfæriske platene. Kilden til jordskjelvet lå på en dybde på bare 10 km sørvest for øya. Den karibiske tektoniske strukturen glir sidelengs over den nordamerikanske platen her. Og glidningen skjedde rett under byen Port-au-Prince. Etter hovedsjokket ble over 80 etterskjelv observert (URL: http://www.izvestia.ru).

Eksperter, basert på observasjoner fra verdensrommet, snakker om muligheten for et nytt jordskjelv i området rundt øyene karibiske hav. Rombilder viser at den karibiske platen beveger seg sakte østover med en hastighet på omtrent 2 cm per år og kryper stadig mer inn på Atlanterhavsplaten. Denne bevegelsen skaper enorm energi. Halvparten av denne energien har brutt ut i Haiti, og den andre halvparten venter på tur. Forskere frykter at hvis det bryter ut gjennom en undervannsforkastning, kan jordskjelvet forårsake en katastrofal tsunami. Den russiske "røde sonen" av seismiske trusler inkluderer Fjernøsten, Baikal-regionen, Altai og Dagestan. Kuriløyene er til stor bekymring for seismologer. Ifølge forskernes prognoser skal det imidlertid ikke forekomme katastrofale jordskjelv her i løpet av de neste seks månedene (URL: http://www.internovosti.ru). – Ed.

Litteratur

1. Borisenkov E.P., Pasetsky V.M. En tusenårskrønikk over uvanlige naturfenomener. M.: Mysl, 1988.
2. Voznesensky E.A. Jordskjelv og jorddynamikk // Soros pedagogisk tidsskrift. 1998. Nr. 2. S. 101.
3. Koronovsky N.V., Abramov V.A. Jordskjelv: årsaker, konsekvenser, prognose // Soros pedagogisk tidsskrift. 1998. Nr. 12.
4. Gokhberg M.B., Gufeld I.L. Elektromagnetiske forløpere for jordskjelv // Jorden og universet. 1987. Nr. 1. S. 16.
5. Fysikk og teknologi. Nyheter: studie av jordskjelvs fysiske natur // Fysikk på skolen. 2003. Nr. 3. S. 7.
6. Rodkin M. Prognose for uforutsigbare katastrofer // Jorden rundt. 2008. Nr. 6. S. 89.
7. Khegai V.V. Mulige ionosfæriske forløpere til jordskjelv // Jorden og universet. 1990. Nr. 4. S. 17.
8. Stepanyuk I. A. Foranelse om geofysiske katastrofer // Fysikk. 2008. nr. 9. s. 42–44.
9. Fuglekompass // Populær mekanikk. 2008. Nr. 7. S. 22.
10. Utkin V.I. Radon og problemet med tektoniske jordskjelv // Soros pedagogisk tidsskrift. 2000. nr. 12. s. 69–70.

David Tuchashvili er forlovet forskningsaktiviteter fra 7. klasse. Permanent vinner av de republikanske konkurransene "Step into the Future" og "Step into Science". Diplominnehaver All-russiske konkurranser"Russlands nasjonalskatt" i 2008 og 2009. På den all-russiske utstillingen for vitenskapelig og teknisk kreativitet for ungdom (All-Russian Exhibition Center, Moskva) i 2009 mottok han medaljen "For suksess i vitenskapelig og teknisk kreativitet." Hans arbeid ble omtalt i anmeldelsen av Radiomagasinet nr. 8/2009. På den internasjonale konkurransen "Kolmogorov Readings" i 2009 tok han tredjeplassen. Han var blant kandidatene til prisen innenfor rammen av det nasjonale prosjektet. Har publikasjoner (vitenskap, litteratur). Tegner - omhandler grafikk. Elsker geografi. Deltaker i Breakthrough Winners Forum (Moskva, 2009).

På bildet: David ved sin "Earthquakes"-stand på All-Union Exhibition Centre (Moskva, NTTM, juni 2009). Han presenterte en modell av enheten hans som er i stand til å registrere vibrasjoner og registrere manifestasjoner av elektromagnetiske forløpere til jordskjelv. For å øke påliteligheten til prognosen, utforsker han muligheten for kompleks behandling av signaler fra vibrasjonssensorer, magnetiske felt, etc.

David Tuchashvili går nå i 11. klasse, men begynte å jobbe med dette emnet sammen med Valery Dryaev i 7. (Radchenko T.I. Student projects // Physics-PS. 2007. No. 4.). Vi publiserer et fragment av dette samarbeid. – Ed.

Noen sterke jordskjelv innledes av svakere sjokk, kalt etterlager. Hendelsesforløpet som gikk foran flere sterke jordskjelv i New Zealand og California er etablert. For det første er det en tett gruppert serie med skjelvinger av omtrent lik størrelse, som kalles en "pre-sverm". Dette etterfølges av en periode som kalles "pre-break", der

som ikke er observert noe sted i nærheten av seismiske skjelvinger. Dette etterfølges av et "hovedskjelv", hvis styrke avhenger av størrelsen på jordskjelvsvermen og bruddets varighet. Det antas at svermen er forårsaket av åpning av sprekker. Muligheten for å forutsi jordskjelv på grunnlag av disse ideene er åpenbar, men det er visse vanskeligheter med å identifisere de foreløpige svermene fra andre gruppejordskjelv av lignende art, og ingen udiskutable suksesser har blitt oppnådd på dette området. Plasseringen og antallet jordskjelv av varierende styrke kan tjene som en viktig indikator på et kommende stort jordskjelv. I Japan er forskning på dette fenomenet anerkjent som pålitelig, men denne metoden vil aldri være 100% pålitelig, fordi mange katastrofale jordskjelv skjedde uten noen foreløpige sjokk.

Det er kjent at jordskjelvkilder ikke forblir på samme sted, men beveger seg innenfor den seismiske sonen. Når man kjenner retningen til denne bevegelsen og dens hastighet, kan man forutsi et fremtidig jordskjelv. Dessverre forekommer ikke denne typen bevegelse av foci jevnt. I Japan er migrasjonshastigheten for foci bestemt til å være 100 km per år. I Matsushiro-området i Japan ble det registrert mange svake skjelvinger - opptil 8000 per dag. Etter noen år viste det seg at brennpunktene nærmet seg overflaten og beveget seg sørover. Den sannsynlige plasseringen av kilden til det neste jordskjelvet ble beregnet og en brønn ble boret direkte til den. Rystelsene stoppet.

Å observere uvanlig oppførsel av dyr før et jordskjelv anses som svært viktig, selv om noen eksperter hevder at dette er en ulykke. Ved å svare på spørsmålet om hva dyr oppfatter, har forskerne ikke kommet til enighet. Ulike muligheter presenteres: kanskje ved hjelp av hørselsorganene hører dyr underjordiske lyder eller fanger opp ultralydsignaler før skjelvinger, eller dyrenes kropp reagerer på mindre endringer i barometertrykket eller på svake endringer i magnetfeltet. Kanskje oppfatter dyr svake langsgående bølger, mens mennesker bare oppfatter tverrgående.

Grunnvannstanden stiger eller synker ofte før jordskjelv, tilsynelatende på grunn av den stressede tilstanden til bergartene. Jordskjelv kan påvirke vannstanden. Vann i brønner kan vibrere når seismiske bølger passerer gjennom, selv om brønnen ligger langt fra episenteret. Vannstanden i brønner som ligger nær episenteret opplever ofte stabile endringer: i noen brønner blir den høyere, i andre blir den lavere.

5. Vanskeligheter med prognoser

Problemet med jordskjelvprediksjon tiltrekker seg for tiden både forskere og publikum som et av de mest alvorlige og samtidig svært relevante. Forskernes meninger om muligheten og måter å løse problemet på er langt fra klare.

Det grunnleggende grunnlaget for å løse problemet med jordskjelvforutsigelse er det grunnleggende faktum, etablert bare i løpet av de siste 30 årene, at de fysiske (mekaniske og elektriske, primært) egenskapene til bergarter endres før et jordskjelv. Anomalier av ulike typer geofysiske felt oppstår: seismiske, elastiske bølgehastighetsfelt, elektriske, magnetiske, anomalier i skråninger og overflatedeformasjoner, hydrogeologiske og gasskjemiske forhold, etc. I hovedsak er dette hva manifestasjonen til de fleste forkynnere er basert på. Totalt er det nå kjent over 300 forløpere, hvorav 10-15 er godt studert.

Et jordskjelvvarsel kan betraktes som komplett og praktisk talt viktig hvis tre elementer av en fremtidig hendelse er forutsagt på forhånd: plassering, intensitet (størrelse) og tidspunkt for sjokket. Et seismisk sonekart, selv det mest pålitelige, gir i beste fall informasjon om mulig maksimal intensitet av jordskjelv og den gjennomsnittlige frekvensen av deres gjentakelse i en bestemt sone. Den inneholder de nødvendige elementene i prognosen, men er ikke i stand til å gi selve prognosen, siden den ikke snakker om spesifikke forventede hendelser. Den mangler det viktigste elementet i prognoser - å forutsi tidspunktet for en hendelse.

Vanskelighetene med å forutsi tidspunktet for et jordskjelv er enorme. Og å forutsi plasseringen og intensiteten til fremtidige underjordiske stormer er også langt fra et løst problem. De grunnleggende mulighetene og spesifikke metodene for å forutsi jordskjelv i enhver del av en seismisk farlig region med en gitt nøyaktighet av plassering og intensitet i en gitt tidsperiode er ennå ikke utviklet. Derfor, i lang tid, vil følgende opplegg tilsynelatende være ideelt: innenfor den seismogene regionen identifiseres et visst ganske stort område, hvor en større seismisk hendelse kan forventes i løpet av flere år eller tiår. Ved tidligere forskning er området for den forventede hendelsen redusert, den mulige styrken til sjokket eller dets energikarakteristikker - størrelse og farlig tidsperiode er avklart. På neste utviklingsstadium bestemmes plasseringen av det kommende sjokket , og ventetiden for arrangementet reduseres til flere dager og timer. I hovedsak gir ordningen tre påfølgende stadier av prognoser - langsiktig, mellomlang og kortsiktig.

Konklusjon

Imidlertid gjenstår problemet med "hva du skal gjøre med prognosen". Noen seismologer vil vurdere sin plikt oppfylt ved å telegrafere advarselen sin til statsministeren, andre prøver å involvere samfunnsvitere i å utforske spørsmålet om hva den mest sannsynlige reaksjonen fra offentligheten på advarselen vil være. Den vanlige innbygger blir neppe fornøyd med å høre at byrådet inviterer ham til å se en friluftsfilm på torget hvis han vet at huset hans etter all sannsynlighet vil bli ødelagt innen en time eller to.

Det er ingen tvil om at de sosiale og økonomiske problemene som vil oppstå som følge av varselet vil være svært alvorlige, men hva som faktisk vil skje i større grad avhenger av innholdet i varselet. Foreløpig virker det sannsynlig at seismologer først vil utstede tidlige advarsler, kanskje flere år i forveien, og deretter gradvis avgrense tid, sted og mulig størrelse på det forventede jordskjelvet når det nærmer seg. Tross alt er det verdt å gi en advarsel, og forsikringspremier, så vel som eiendomspriser, vil endre seg kraftig, befolkningsmigrasjon kan begynne, nye byggeprosjekter vil bli frosset, og arbeidsledighet vil begynne blant arbeidere som er engasjert i reparasjoner og maling av bygninger . På den annen side kan det være økt etterspørsel etter leirutstyr, brannslokkingsutstyr og essensielle varer, etterfulgt av mangel og høyere priser.

Forekomstmekanisme

Ethvert jordskjelv er en umiddelbar frigjøring av energi på grunn av dannelsen av et bergbrudd som oppstår i et visst volum kalt jordskjelvfokuset, hvis grenser ikke kan defineres strengt nok og avhenger av strukturen og spennings-tøyningstilstanden til bergartene i et gitt sted. Deformasjon som oppstår brått avgir elastiske bølger. Volumet av deformerte bergarter spiller en viktig rolle for å bestemme styrken til det seismiske sjokket og energien som frigjøres.

Store rom i jordskorpen eller øvre mantel, der det oppstår brudd og uelastiske tektoniske deformasjoner oppstår, gir opphav til sterke jordskjelv: jo mindre volumet av kilden er, jo svakere er de seismiske skjelvingene. Hyposenteret, eller fokuset, til et jordskjelv er det betingede senteret til kilden i dybden. Dybden er vanligvis ikke mer enn 100 km, men noen ganger når den 700 kilometer. Og episenteret er projeksjonen av hyposenteret på jordens overflate. Sonen med sterke vibrasjoner og betydelig ødeleggelse på overflaten under et jordskjelv kalles pleistoseistområdet (fig. 1.2.1.)

Ris. 1.2.1.

Basert på dybden av deres hyposentre, er jordskjelv delt inn i tre typer:

1) finfokus (0–70 km),

2) midtfokus (70–300 km),

3) dypfokus (300-700 km).

Oftest er jordskjelvfoci konsentrert i jordskorpen på 10-30 kilometers dyp. Som regel er det viktigste underjordiske seismiske sjokket innledet av lokale skjelvinger - forsjokk. Seismiske rystelser som oppstår etter hovedsjokket kalles etterskjelv.. Etterskjelv som skjer over lengre tid bidrar til frigjøring av spenninger i kilden og oppkomst av nye brudd i tykkelsen på bergartene rundt kilden.

Ris. 1.2.2 Typer av seismiske bølger: a - langsgående P; b - tverrgående S; c - overfladisk LoveL; d - overflate Rayleigh R. Den røde pilen viser retningen for bølgeutbredelsen

Seismiske jordskjelvbølger som oppstår fra skjelv forplanter seg i alle retninger fra kilden med en hastighet på opptil 8 kilometer per sekund.

Det er fire typer seismiske bølger: P (langsgående) og S (tverrgående) passerer under jorden, Love (L) og Rayleigh (R) bølger passerer langs overflaten (Fig. 1.2.2.) Alle typer seismiske bølger beveger seg veldig raskt . P-bølger, som ryster jorden opp og ned, er de raskeste, og beveger seg med en hastighet på 5 kilometer i sekundet. S-bølger, svingninger fra side til side, er bare litt dårligere i hastighet enn de langsgående. Overflatebølger er tregere, men det er de som forårsaker ødeleggelse når støtet treffer byen. I fast fjell går disse bølgene så raskt at de ikke kan sees av øyet. Love- og Rayleigh-bølger er imidlertid i stand til å forvandle løse avsetninger (i sårbare områder, for eksempel på steder hvor jord tilføres) til flytende, slik at man kan se bølger som passerer gjennom dem, som gjennom havet. Overflatebølger kan velte hus. Både i jordskjelvet i Kobe (Japan) i 1995 og jordskjelvet i San Francisco i 1989, fikk bygninger bygget på fylljord de alvorligste skadene.

Kilden til et jordskjelv er preget av intensiteten av den seismiske effekten, uttrykt i punkter og styrke. I Russland brukes 12-punkts Medvedev-Sponheuer-Karnik-intensitetsskalaen. I henhold til denne skalaen brukes følgende gradering av jordskjelvintensiteten (1.2.1.)

Bord 1.2.1. 12-punkts intensitetsskala

Noen ganger kan kilden til et jordskjelv være nær jordoverflaten. I slike tilfeller, hvis jordskjelvet er sterkt, blir broer, veier, hus og andre strukturer revet og ødelagt.

Det er rapporter om dødsfall. Et tsunamivarsel er sendt ut for store deler av Stillehavsregionen. Er det mulig å unngå menneskelige tap i slike naturkatastrofer? Lederen for tsunami-laboratoriet ved Institute of Oceanology ved det russiske vitenskapsakademiet svarer på spørsmål fra Radio Liberty. P.P.Shirshova:

– Den nåværende tsunamien er kanskje en av de sterkeste i Stillehavet de siste 30-40 årene. I Japan nådde bølgen 10 meter - dette er det som er kjent med sikkerhet. Men kanskje var det mer. Befolkningen ble evakuert på Kuriløyene; mer enn 11 tusen mennesker ble evakuert.

– Finnes det noen måter å minimere konsekvensene av en slik naturkatastrofe?

- Ja. Kort tid før dagens tsunami, for et par måneder siden, ble det installert en dyphavsstasjon et sted rett overfor øya Iturup. Og nå fungerte det, jeg ser på disse opptakene akkurat nå. Basert på disse registreringene og andre amerikanske rekorder, kunne Sakhalin Tsunami Service raskt utvikle en tsunamivarsel – og befolkningen ble evakuert i tide. I Japan er dette selvsagt vanskeligere å gjøre, fordi bølgereisetiden der er veldig kort. For innbyggerne i Honshu er alt selvfølgelig mer tragisk.

– Hvor raskt nærmer en tsunami seg vanligvis?

– I det åpne hav beveger den seg i høy hastighet – rundt 800 km/t, det vil si med flyets hastighet. Jeg tror det vil bli ødeleggelse. Jeg håper virkelig at skipene forlot havnene i tide og gikk ut i det åpne hav... Først og fremst bør du være redd for Shikotan, Yuzhno-Kurilsk, Kunashir. Generelt truer hovedfaren først og fremst havneanlegg og skip.

– I hvilken grad er den japanske kysten forberedt på denne typen naturkatastrofer? Japan er tross alt kjent for sin høyteknologi og høyt utviklede industri... Den seismografiske tjenesten er åpenbart meget godt etablert her i landet?

– Japanerne er veldig godt forberedt. Men når vi snakker om en så kort reisetid på bølgen - bare 5-10 minutter... I løpet av denne tiden er ingen tjeneste i stand til å ta folk langt. Det er praktisk talt umulig. Vi bruker vanligvis 15-20 minutter på å evakuere befolkningen. Slike standarder finnes, men det er ikke alltid mulig å oppfylle dem.

– Hvor sannsynlig er det at skjelving kommer tilbake?

– Skjelvinger vil selvfølgelig gjentas i dette området i minst seks måneder til og til og med et år. Om de vil nå en slik styrke at de forårsaker slike bølger og ødeleggelser er en annen sak. I prinsippet skal skjelvingene svekkes, dø ut, hvis det oppstår en sterk feil. En feil har oppstått i Japan, og den fortsetter å bevege seg en stund.

Forresten, det nåværende jordskjelvet og tsunamien er preget av en så lite hyppig hendelse som et forskjelv (et seismisk sjokk som går foran det viktigste seismiske sjokket av et jordskjelv. – RS). Etter min mening ble det den 9. mars registrert et mildt jordskjelv og en veldig liten tsunami på rundt en halv meter i samme område.

Les dette og annet viktig materiale fra den endelige utgivelsen av "Time of Freedom"-programmet på siden