Особливості процесів у вогнищах на прикладі катастрофічних Суматранських землетрусів
На прикладі катастрофічних Суматранських землетрусів проведено аналіз особливостей процесів у вогнищах, зокрема, співвідношень між швидкістю спорювання та зміщенням по розриву, величиною накопичених і скинутих на розриві деформацій та інших. Запропоновано фізичне пояснення для виявлених особливостей...
Gespeichert in:
| Datum: | 2009 |
|---|---|
| 1. Verfasser: | |
| Format: | Artikel |
| Sprache: | Ukrainisch |
| Veröffentlicht: |
Центр менеджменту та маркетингу в галузі наук про Землю ІГН НАН України
2009
|
| Schlagworte: | |
| Online Zugang: | https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/28396 |
| Tags: |
Tag hinzufügen
Keine Tags, Fügen Sie den ersten Tag hinzu!
|
| Назва журналу: | Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| Zitieren: | Особливості процесів у вогнищах на прикладі катастрофічних Суматранських землетрусів / А.В. Назаревич // Теоретичні та прикладні аспекти геоінформатики: Зб. наук. пр. — 2009. — С. 260-278. — Бібліогр.: 28 назв. — укр. |
Institution
Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine| _version_ | 1859952736110379008 |
|---|---|
| author | Назаревич, А.В. |
| author_facet | Назаревич, А.В. |
| citation_txt | Особливості процесів у вогнищах на прикладі катастрофічних Суматранських землетрусів / А.В. Назаревич // Теоретичні та прикладні аспекти геоінформатики: Зб. наук. пр. — 2009. — С. 260-278. — Бібліогр.: 28 назв. — укр. |
| collection | DSpace DC |
| description | На прикладі катастрофічних Суматранських землетрусів проведено аналіз особливостей процесів у вогнищах, зокрема, співвідношень між швидкістю спорювання та зміщенням по розриву, величиною накопичених і скинутих на розриві деформацій та інших. Запропоновано фізичне пояснення для виявлених особливостей.
|
| first_indexed | 2025-12-07T16:18:04Z |
| format | Article |
| fulltext |
260
© À.Â. Íàçàðåâè÷, 2009
ÓÄÊ 550.34
Êàðïàòñüêå â³ää³ëåííÿ ²íñòèòóòó ãåîô³çèêè
³ì. Ñ.². Ñóááîò³íà ÍÀÍ Óêðà¿íè, ì. Ëüâ³â
ÎÑÎÁËÈÂÎÑÒ² ÏÐÎÖÅÑ²Â Ó ÂÎÃÍÈÙÀÕ
ÍÀ ÏÐÈÊËÀIJ ÊÀÒÀÑÒÐÎÔ²×ÍÈÕ
ÑÓÌÀÒÐÀÍÑÜÊÈÕ ÇÅÌËÅÒÐÓѲÂ
Вступ. Землетрус – одне з найбільш грізних явищ природи, яке загро-
жує людям численними жертвами та величезними економічними збитка-
ми. Тому вивчення землетрусів, їх руйнівного впливу, розробка методик їх
прогнозування, способів і заходів з уникнення людських жертв та мінімізації
можливих економічних збитків є надзвичайно актуальним завданням на-
уки, в тому числі геофізики. З фізичної точки зору землетрус – це майже
миттєвий процес вивільнення шляхом утворення розриву пружної енергії,
запасеної у земних надрах внаслідок тектонічних процесів, спричинених
геодинамікою території. Це процес складний як за своєю підготовкою та
зародженням у часі і просторі, так і за часово-просторовим розвитком і
впливом на будівлі та інші інженерні об’єкти, його дослідження вимагає
застосування методик з різних галузей знань і комплексного вивчення. Тому
одним з актуальних завдань геофізики є якомога глибше та всесторонніше
вивчення тих землетрусів, які вже відбулися, що дасть змогу отримати цінну
інформацію з метою більш надійного прогнозування ризику від землетрусів
майбутніх і розробки оптимальних заходів з мінімізації цього ризику. Влас-
не з цієї точки зору у даній роботі проаналізовано деякі особливості про-
цесів у вогнищах катастрофічних Суматранських землетрусів 2004–2005 рр.
Це було можливо зокрема завдяки тому, що для таких сильних землетрусів з
великим за довжиною, площею, зміщенням та часом спорювання розриву і
сильним сейсмічним випромінюванням, науковцям вдалося детально про-
слідкувати розвиток процесу спорювання розриву в їх джерелі за результа-
тами інверсії зареєстрованих на світовій мережі сейсмічних станцій записів
цих землетрусів [1–6].
Загальна тектоніка та геодинаміка регіону Зондського архіпелагу,
до якого входить острів Суматра. Регіон знаходиться в зоні крайнього півден-
но-східного відгалуження Альпійсько-Гімалайського гірського пояса – одно-
го з найбільших і геодинамічно активних поясів Землі [6–8]. Зона, де відбули-
ся розглянуті нижче катастрофічні землетруси, належить до західного флан-
гу Зондської дуги – надактивної сейсмічної області, що огинає з заходу о. Су-
261
матру, Нікобарські та Андаманські острови. Геодинамічна активність даного
регіону зумовлена глобальним плитово-тектонічним процесом – субдукцій-
ним підсуванням у цій зоні Індо-Австралійської плити (тут океанічної за бу-
довою) з швидкістю приблизно 60–65 мм/рік на північний схід (азимут від
11° до 30–40°, тобто дещо косо на північ відносно нормалі до зони контакту)
під місцеві пограничні структури Євразійської плити – тектонічні структури
Нікобарських та Ментавайських островів, Сінобірманії (Бірманську мікро-
плиту) та плиту Сунда. Зона субдукції розпочинається у Зондському океаніч-
ному жолобі – приблизно за 200 км на південний захід від берега о. Суматра,
і плавно (під кутом 8–10°) заглиблюється на північний схід. Від основних
тектонічних структур платформи клинова частина верхніх шарів літосфери
відділена на відстані приблизно 250 км на північний захід від океанічного
жолоба розломами: Західно-Андаманським (Нікобар-Андаманським або Ніко-
барським, на півночі, в районі Андаманського моря) та Центрально-Сумат-
ранським (Суматранським, на півдні, вздовж гірських хребтів південно-захід-
ного берега о. Суматра). Таким чином утворені тектонічні структури Ніко-
барських (на півночі) та Ментавайських (на півдні) островів, в зоні яких і
відбулися розглянуті тут катастрофічні землетруси 26.12.2004 р. і 28.03.2005 р.
Низка геодезичних даних вказує [1–3, 6], що Бірманська мікроплита, в свою
чергу, зміщується на південний схід (азимут 140–160°), ковзаючи вздовж Ніко-
бар-Андаманського та Центрально-Суматранського зсувних розломів зі швид-
кістю до 23 мм/рік.
Основні характеристики процесів у вогнищах Суматранських зем-
летрусів 26.12.2004 р. і 28.03.2005 р. Перший і сильніший з розглянутих тут
Суматранський землетрус 26.12.2004 р. з магнітудою М = 9,0 входить у п’я-
тірку найсильніших за останні 100 років світових землетрусів [1]. Він спри-
чинив величезні (близько 300 тис. осіб), одні з найбільших з відомих за всю
історію людства, людські жертви (в першу чергу внаслідок гігантського цу-
намі висотою до 5 м у відкритому морі) та мільярдні збитки країнам зони
епіцентру і розташованим на значній відстані іншим країнам по берегах
Індійського океану, знову ж таки через гігантське цунамі.
Другий землетрус [1] був помітно слабшим (М = 8,0; за іншими дани-
ми [5, 6] – до 8,7), спричинив значно менші людські жертви (близько 2 тис.
осіб) та руйнування, викликав значно слабше цунамі (висотою до 2–3 м на
узбережжі прилеглої суші).
Основні узагальнені параметри вогнища першого землетрусу такі [2]:
широта – 3,251°N; довгота – 95,799°Е; середня глибина гіпоцентру (макро-
сейсмічного) – 18 км; час у джерелі – 00:58:51; магнітуда Мw – 9,0. Пара-
метри розриву в джерелі даного землетрусу такі [4]: довжина розриву –
450 км, глибина його нижнього краю – 40 км, ширина розриву – 180 км,
262
падіння площини розриву – 8°, тривалість процесу спорювання розриву –
220 с, зміщення по розриву: середнє – 7–8 м, максимальне – 20 м.
Для другого землетрусу визначено такі параметри вогнища [1, 6]: ши-
рота – 2,074°N; довгота – 97,013°Е; середня глибина гіпоцентру – 35 км; час
у джерелі – 16:09:36; магнітуда Мw – 8,0. Параметри розриву в джерелі да-
ного землетрусу такі [5]: довжина розриву – 400 км, глибина його нижнього
краю – 55 км, ширина розриву – 150 км, падіння площини розриву – 7°,
тривалість процесу спорювання розриву – 130 с, зміщення по розриву: се-
реднє – 4–5 м, максимальне – 14 м.
Визначені за результатами інверсії сейсмічних записів даних земле-
трусів основні характеристики процесів у їх вогнищі повністю узгоджують-
ся з загальною геодинамікою даного регіону і названих вище тектонічних
структур, та законами геомеханіки, зокрема, з моделлю “пружної віддачі”.
За даними [4], під час першого землетрусу внаслідок пружної віддачі фрон-
това, прилегла до Зондського жолоба, частина тектонічного клину, що роз-
ташований зверху (морського дна), на ділянці 100–120 км від жолоба зазна-
ла піднять від 1 до 5 м, а дальня зона (на відстані 150–180 км від жолоба)
зазнала опускань до 2 м. І вся поверхня дна змістилась на південний захід у
напрямку жолоба на відстань до 11 м (насувний тип механізму з невеликою
компонентою правого зсуву).
Під час другого землетрусу, епіцентр якого знаходився приблизно за
160 км на південний схід від першого, внаслідок пружної віддачі фронтова
(прилегла до Зондського жолоба) частина тектонічного клину, що залягає
зверху, (морського дна), на ділянці 80–100 км від жолоба [5] зазнала піднять
від 1 до 3 м, а дальня зона (на відстані 120–170 км від жолоба) зазнала
опускань до 1 м. Вся поверхня дна змістилась на південний захід (у на-
прямку жолоба) на відстань до 4 м.
Аналіз особливостей процесів у вогнищах Суматранських земле-
трусів. Визначений за результатами інверсії сейсмічних записів даних зем-
летрусів (результатами розв’язання оберненої задачі про відновлення роз-
витку зміщень по розривах у вогнищах за даними реєстрації послідовнос-
тей Р-хвиль на багатьох сейсмічних станціях по всій Землі) характер роз-
витку процесів у їх джерелі у просторі та в часі дозволяє прослідкувати
просторовий розподіл ряду характеристик цих процесів, а їх порівняльний
аналіз – зробити оцінки та висновки щодо розподілу механічних характери-
стик середовища в зоні майбутнього розриву та зв’язку між ними і ходом
процесу розривоутворення. Для здійснення такого аналізу за даними [1, 4]
автором побудовано графік ходу спорювання (поширення) розриву (час t як
функція відстані l) та розподіл зміщень d по ньому за профілем (рисунок).
Профіль проходить по діагоналі знизу вгору з південного сходу на північний
263
захід по площині розриву і перетинає основні його характерні зони – точку
зародження розриву (інструментальний гіпоцентр), зону розвитку супут-
ньо-зустрічного суброзриву, три зони максимальних зміщень – основний
макросейсмічний гіпоцентр та супутню північну приповерхневу і частково
південну глибинну зони великих зміщень. На цьому ж рисунку наведено
графік розрахованої за цими даними швидкості спорювання розриву V.
Загальний аналіз даних щодо процесів у вогнищі цього землетрусу по-
казує, що взаємне зміщення d берегів розриву (і скинуте напруження) роз-
поділені по розриву дуже нерівномірно, мозаїчно – максимальне і мінімаль-
не значення відрізняються у 20 разів. У місці зародження розриву і протя-
гом 80 км на північний захід від нього (в напрямку зони максимального
зміщення – макросейсмічного гіпоцентру) d становить усього 1–2 м (гли-
бина 35–30 км), далі, протягом наступних 100 км, різко зростає до 5–8–10–
12 і 18–20 м (глибина 25–20 км), потім спадає до 8–5 м (глибина 18–16 км),
далі на північний захід, на відстані 300–350 км від точки зародження роз-
риву, при наближенні до поверхні знову зростає до 12–14 м (глибина 14–
Õàðàêòåðèñòèêè ïðîöåñó ó âîãíèù³ êàòàñòðîô³÷íîãî Ñóìàòðàíñüêîãî çåìëåòðóñó
26.12.2006 ð.: t – ÷àñ ïîøèðåííÿ ðîçðèâó (çà äàíèìè [4]); v – øâèäê³ñòü ñïîðþâàí-
íÿ; d – çì³ùåííÿ ïî ðîçðèâó (çà äàíèìè [4]); ←♦→ – íàïðÿì ïîøèðåííÿ îñíîâíîãî
ðîçðèâó; ←→ – íàïðÿì ïîøèðåííÿ ñóáðîçðèâó
264
10 км) і потім плавно зменшується до нуля. Зауважимо, що така не-
рівномірність розподілу зміщень берегів розриву, очевидно, досить харак-
терна для сильних землетрусів, про що свідчать і давніші макросейсмічні
дані про сейсмогенні розриви, які вийшли на поверхню, зокрема, щодо зем-
летрусів Ірану, Туреччини, Середньої Азії [9].
Свої особливості має і часово-просторовий хід процесу спорювання
розриву (графік t). На графіку чітко видно по кілька ділянок прискорення
процесу спорювання та пригальмовування росту розриву, зону зародження і
росту супутньо-зустрічного суброзриву. Зауважимо, що на сусідніх з про-
філем ділянках розриву в зоні найбільших зміщень зафіксовано ще три суб-
розриви меншого масштабно-часового рівня – до 5–7 с і до 10–15 км у діа-
метрі. Але більш яскраво особливості розвитку розриву відображаються у
графіку швидкості спорювання V. Для порівняння вкажемо, що середня
швидкість спорювання розриву (довжина розриву по даному профілю –
465 км, час спорювання – 250 с) становить 1,86 км/с, тобто приблизно 0,44–
0,51 від швидкості поширення S-хвиль Vs в породах кори на відповідній
глибині. З графіка для V бачимо, що на даному профілі на кількох ділянках
швидкість спорювання є значно більшою – від 2,8 до 3,6 км/с. Особливо
великою (до 8,1 км/с) є еквівалентна швидкість спорювання у південній
частині зони максимальних зміщень – інтегральна характеристика для даної
ділянки, отримана через сумарний ефект від росту основного розриву і за-
родженого перед його фронтом супутньо-зустрічного суброзриву. Якщо ж
досліджувати процеси росту основного і супутнього розривів окремо, то
швидкість росту кожного з них становить в середньому до 2,7 км/с відносно
кожного з фронтів розривів, що діють у цій зоні.
Цікавими і на перший погляд неоднозначними є результати порівняль-
ного аналізу просторового розподілу по площадці розриву швидкості його
спорювання і зміщення по ньому (скинутого напруження). Аналізуючи на-
ведені на рисунку дані детальніше, починаючи від місця зародження основ-
ного розриву, розташованого у зоні малих (1–2 м) зміщень далеко на південь
(~150 км) від зони максимальних зміщень, бачимо, що швидкість спорю-
вання на цій ділянці є невеликою – 1,4–1,6 км/с, невелике також і зміщення –
1–2 м. Південний фронт розриву рухається на південь з приблизно такою ж
середньою швидкістю, перетинаючи протягом 40 км зону підвищених (7–
8 м) зміщень, і тільки на виході з цієї зони прискорюється до 2,4–2,6 км/с.
Основний, північний фронт розриву рухається спочатку також практично з
початковою (1,4–1,6 км/с) швидкістю, на відстані 20–30 км від місця зарод-
ження проходить ділянку дещо підвищених (3–4 м) зміщень, на виході з неї
короткочасно прискорюється (до 2,4–2,6 км/с) і попадає у достатньо велику
(до 40 км) ділянку незначних (1–2 м) зміщень, яку проходить зі зниженою
265
знову до 1,4–1,6 км/с швидкістю. Під час переходу з цієї ділянки до зони
підвищених (3–6 м) зміщень фронт розриву знову значно прискорюється
(до 3–3,2 км/с), далі, при підході до зони максимальних зміщень (на ділянці
зміщень 6–8–10 м) сильно сповільнюється (до 0,6–1 км/с на відстані 10–
15 км), а потім знову прискорюється до 1,8–2,7 км/с. У цей час у зоні мак-
симальних зміщень (максимальних напружень) зароджується новий розрив,
який росте у двох напрямках – на північ у напрямку росту основного розри-
ву, і на південь, назустріч йому (рисунок). Оскільки цю ділянку середовища
спорюють одночасно три фронти двох розривів, то за середньої швидкості
руху кожного фронту близько 2,7 км/с еквівалентна сумарна швидкість спо-
рювання цієї ділянки становить до 8,1 км/с. На сусідніх з профілем ділян-
ках розриву в зоні максимальних зміщень, де не зафіксовано утворення мак-
роскопічних суброзривів, швидкість спорювання є порівняно меншою, але
також дуже значною (до 3,6–4,4 км/с). Таким чином проходить процес спо-
рювання зони максимальних зміщень (16–18–20 м) довжиною 35–40 км. На
виході з цієї зони, в області зміщень 16–18 м, процес знову різко уповіль-
нюється – до 0,8–1,2 км/с, але при переході в область ще нижчих зміщень
(10–14 м) довжиною близько 30 км знову прискорюється до 2,7–3,3 км/с.
Далі розрив проходить 50 км відносно невеликих (4–7 м) зміщень зі швид-
кістю 1–1,8 км/с і підходить до приповерхневої зони підвищених зміщень
(8–10–12 м), де прискорюється до 3,2–3,6 км/с, знову пригальмовує до 1,6–
1,8 км/с при підході (в зоні зміщень 12–13 м) до приповерхневої зони вели-
ких зміщень. Далі з високою швидкістю (3,2–3,7 км/с) протягом 35–40 км
проходить основну частину цієї приповерхневої зони великих зміщень (гли-
бина 10–16 км, 13–14 м) та вихід з неї (зміщення 10–12 м) і, сповільнюю-
чись до 0,6–1,4 км/с і менше, загасає у приповерхневих шарах кори в районі
Зондського жолоба на 100–120 км південніше крайніх південних Нікобарсь-
ких островів.
Узагальнюючи дані цього аналізу, бачимо, що швидкість спорювання
розриву в зонах невеликих зміщень (1–4 м) є близькою до середньої
(1,8±0,4 км/с). У зонах середніх зміщень (5–12 м) швидкість буває дуже
різною – здебільшого підвищеною та високою (2,2–3,4 км/с), зрідка – се-
редньою (1,2–2,2 км/с), й інколи – дуже низькою (0,6–0,8 км/с). У зонах
високих зміщень (12–20 м) швидкість спорювання буває ще більш диферен-
ційованою – від зрідка дуже низької (0,6–0,8 км/с) та середньої (1,6–2,2 км/с)
до високої (2,8–3,4 км/с) та дуже високої (до 4,2–8,1 км/с). В результаті
аналізу даних по розглянутому профілю можна відзначити таку зако-
номірність – при проходженні фронтом розриву зон підвищених відносно
зон оточення зміщень на виході з цих зон швидкість спорювання значно
зростає (до 2,6–3,4 км/с), і це має місце у всіх чотирьох зонах порівняно
266
вищих зміщень, незалежно від їх абсолютної амплітуди, яка може відрізня-
тися у 5–6 разів.
Визначена за даними [1, 5] середня швидкість спорювання розриву
другого землетрусу (довжина розриву – 400 км, час спорювання – 230 с)
становила 1,74 км/с, тобто близька до такої для першого (приблизно 0,41–
0,46 від Vs). Розподіл зміщень по розриву тут значно більш рівномірний –
зона максимальних (10–14 м) зміщень також тяжіє до геометричного цент-
ру майбутнього розриву, оточена зоною підвищених (6–10 м), середніх (4–
6 м) знижених (2–4 м) зміщень. У межах останніх виділяються 2 зони трохи
підвищених (до 4–6 м) зміщень. Аналізуючи хід процесу спорювання, мож-
на відзначити його зародження безпосередньо біля зони максимальних
зміщень (на відміну від розриву у вогнищі першого землетрусу), більшу
рівномірність, відсутність сильного гальмування процесу спорювання і ге-
нерації суброзривів. Зони значного (до 2–3-х раз) збільшення швидкості спо-
рювання спостерігаються в різних місцях розриву, починаючи від частини
зони максимальних зміщень – у зонах підвищених, середніх, знижених та
низьких (1–2 м) зміщень. Причому тут на виході з зони максимальних у
зону підвищених зміщень швидкість спорювання зростає до 6,2 км/с (1,46–
1,65 від Vs, або (до 0,86–0,97 від Vp).
Для порівняння вкажемо, що швидкість спорювання розривів у вогни-
щах сильних підкорових землетрусів (глибина 80–170 км) актуальної з точки
зору сейсмічної небезпеки півдня України сейсмогенної зони Вранча (Руму-
нія) у середньому є значно вищими [10]. Вона становить 3,7–6,9 км/с, одним
з пояснень чого може бути більша у 2–4 рази глибина гіпоцентрів і відповідні
метастабільний механічний стан порід і співвідношення всестороннього (літо-
статичного) тиску та зсувних напружень на майбутньому розриві.
Одним з пояснень такої нерівномірності процесу спорювання розриву
під час першого Суматранського землетрусу може слугувати встановлена
Ю. Ребецьким [11] за спеціальними методиками та даними аналізу попередніх
близько 300 землетрусів меншої сили велика нерівномірність розподілу на-
пружень та їх складових і співвідношень у зоні підготовки даного розриву, їх
змінність за величиною і напрямком – від практично субнормального до зони
контакту на південному сході (типова субдукційна обстановка) до косого (ко-
сий зсув). Встановлено [11] досить різкий градієнт ефективного тиску і мак-
симальних дотичних напружень з наявністю навпроти північного краю о. Су-
матра на глибині до 60 км області знижених напружень величиною 250–
300 км, оточеної зонами вищих у 3–4 рази напружень. Основне поширення
розриву даного землетрусу відбувалося від точки зародження у напрямку об-
ласті зниженого всестороннього тиску, причому максимальні дотичні напру-
ження в цьому напрямку знижувалися помітно повільніше, що може бути
267
одним з пояснень як переважного розвитку розриву саме у цьому напрямку,
так і зростання в цілому у цьому напрямку швидкості спорювання і зміщення
по розриву (див. рисунок). Додаткова диференціація напружено-деформова-
ного стану (НДС) на площадці розриву, ймовірно, частково пов’язана з особ-
ливостями розподілу зон підвищених і знижених дотичних напружень в зоні
зсувного розриву [11–14] за різних кутів між вектором дії максимального
девіаторного стиску і площадкою розриву.
Іншим фактором, що спричинив підвищену неоднорідність характе-
ристик середовища та процесів спорювання розривів у вогнищах Сумат-
ранських землетрусів, поряд з тектонічною позицією є геометрія та відпо-
відна їй геомеханіка активних тектонічних структур даної зони. Так, по-
рівняно з багатьма іншими землетрусами та теоретичними моделями [13,
14], де розрив відбувається або розглядається у більш близькому до одно-
рідного за розподілом напружень та механічних характеристик пружному
просторі, в даному випадку пружні деформації накопичувались та вивіль-
нювались, як зазначалося вище, в основному у порівняно тонких (макси-
мальна товщина 40–50 км) приповерхневих клиновидних ділянках кори ши-
риною 150–180 і довжиною 400–450 км. Тобто тут не було верхньої півсфе-
ричної області геологічного середовища діаметром 150–180 чи 400–450 км,
не кажучи вже про класичну зону вогнища діаметром три l (тобто від 450–
540 до 1200–1350 км), яка могла б за рахунок своєї приєднаної пружності та
механічної міцності забезпечити значно більш рівномірний розподіл на-
пружень, деформацій та зміщень по розривах. Власне також і тому (врахо-
вуючи обстановку косого підсуву), на нашу думку, у вогнищі першого земле-
трусу спостерігаються неоднорідності масштабу 30–100 км, тобто у 1,5–2
рази більші від товщини активного тектонічного клину. Що стосується дру-
гого землетрусу, то порівняно більша однорідність поля зміщень тут може
бути пов’язана як з більшою товщиною активного клину кори (55 проти 40–
42 км для першого) та глибиною зони максимальних зміщень (35 проти
18 км), так і з ближчим до нормалі (відносно контакту плит) напрямком
підсуву – всі ділянки майбутнього розриву зазнавали приблизно однакового
геомеханічного навантаження з боку плити, що насувається, і не могли “схо-
ватися” одна за одну.
Моделі процесів при спорюванні розриву на прикладі Суматрансь-
ких землетрусів. Зазначені тут особливості процесів спорювання розриву
у вогнищах Суматранських, а також і інших землетрусів, на нашу думку,
можна пояснити наступним чином. Швидкість спорювання розриву, судячи
з наведених даних, пропорційна не абсолютним значенням накопичених
напружень і деформацій, а співвідношенню значень цих напружень і межі
міцності гірських порід у конкретній ділянці геологічного середовища –
268
чим ближче значення напружень до межі міцності, тим швидше проходить
спорювання розриву. Очевидно, що в зонах максимальних майбутніх зміщень,
а значить, високих накопичених напружень і деформацій, міцність порід,
зокрема, на зсув, є істотно вищою, в тому числі і за рахунок підвищених
значень нормальної до площадки майбутнього розриву складової напружень.
У іншому випадку напруження тут вже давно б розрядилися, не досягши
таких значень, тому швидкість спорювання розриву тут часто є меншою.
Натомість зони градієнтів зміщень і, відповідно, накопичених напружень,
сильно механічно неоднорідні, зі специфічною флюїдодинамікою, тому
швидкість спорювання тут часто є вищою.
Якщо розглядати процес у вогнищі як зміщення по створеному раніше
і частково залікованому розриву, що, судячи з геодинаміки даного регіону,
справедливо для Суматранських землетрусів, то накопичені напруження
пропорційні зчепленню бортів розриву, а швидкість поширення розриву –
дотичній (тангенціальній) складовій напружень і обернено пропорційна
нормальній до площадки розриву складовій напружень [11–16]. Тобто,
швидкість поширення розриву залежить як від співвідношення еквівалент-
них нормальної і тангенціальної складових накопичених напружень, так і
від відношення його до значення межі міцності порід у зоні майбутнього
розриву. Отже, якщо таке співвідношення в зонах максимальних майбутніх
зміщень, так званих перемичках на розриві, ще відчутно не досягло критич-
ної межі, а “підрив” (руйнування) такої перемички здійснюється за раху-
нок дії фронту розриву, що наступає, то швидкість спорювання в цій зоні
може знижуватись – розрив витрачає певну енергію на руйнування пере-
мички. Якщо ж середовище в зоні такої перемички буде в критичному, ме-
тастабільному [11], близькому до саморуйнування стані, то розрив прово-
кує її швидке, майже миттєве руйнування з виділенням запасеної енергії,
більшої, ніж втрати на руйнування, тоді в даній зоні розрив майже лавинно
прискорюється (згадаємо швидкість спорювання до 3,6–6,2 км/с і більше).
Очевидно, саме це є причиною підміченого нами прискорення процесу спо-
рювання при виході розриву з зони підвищених зміщень, де була запасена і
вивільнена при проходженні розриву більша пружна енергія, в зону зниже-
них зміщень, де за рахунок знижених міцнісних характеристик середовища
(динамічної міцності [11]) на утворення розриву затрачається порівняно мен-
ша енергія.
Фізично цей процес, очевидно, проходить так – через наближення
фронту розриву у критичній зоні тріщини та мікротріщини переходять у
надкритичний стан, починають поширюватися в різні сторони, зливаються
між собою і при злитті з фронтом розриву, що наступає, спричиняють його
практично миттєве перескакування вперед на відстань, яка дорівнює вели-
269
чині приєднаних тріщин. Це і спричинює таку велику еквівалентну швидкість
спорювання – руху фронту розриву. Про реальність такого фізичного проце-
су саме і свідчать суброзриви, зафіксовані в зоні макросейсмічного епіцен-
тру сильнішого з Суматранських землетрусів [4] перед фронтом розриву,
що наближався (еквівалентна швидкість спорювання – до 8,1 км/с). В інших
випадках значного прискорення руху фронту розриву такий процес, очевид-
но, також мав місце, тільки він не досяг такого макрорівня суброзривів,
який можна було б надійно виявити за сейсмічними записами. Враховуючи
величезний масштабно-ієрархічний діапазон наявних у породах розривів
різного рангу (від субміліметрових мікротріщин до розломів на сотні кіло-
метрів) та інших геомеханічних неоднорідностей – концентраторів текто-
нічних напружень, можна вважати, що такий механізм пришвидшення рос-
ту розривів, починаючи з масштабних рівнів мікротріщин перед фронтом
розриву, тією чи іншою мірою притаманний всім процесам утворення сейс-
могенних розривів. Враховуючи дані щодо швидкості спорювання таких роз-
ривів [10, 14, 17], можна оцінити, що за швидкості спорювання до 0,3–0,6
від Vs його вклад є незначним (ймовірно, тільки на рівні мікротріщин), і
розрив переважно росте за рахунок поступового поширення власного фрон-
ту. За швидкості спорювання 0,7–0,9 Vs вклад цього механізму, вочевидь,
зростає, зокрема за рахунок росту і приєднання до фронту основного роз-
риву тріщин вищих рангів. За швидкості спорювання понад 0,9 Vs, вклад
цього механізму стає ще більшим, генеровані перед фронтом основного роз-
риву суброзриви можуть досягати масштабу 3–10 % від величини основного
розриву і виділятися, як окремі субджерела.
Процес передачі енергії збудження в зону перед фронтом розриву, що
наступає, може відбуватися трьома способами: за рахунок Р-хвиль, S-хвиль,
або хвиль деформації – поширення зони впливу розриву. Р-хвилі в земній
корі мають швидкість поширення від 5,6–6,2 км/с у верхній частині розрізу
(до 10–15 км, “гранітний” шар) до 6,6–7,2 км/с у нижній (18–45 км, базаль-
товий шар), тому в принципі можуть забезпечити велику швидкість проце-
су спорювання. Але, очевидно, вони порівняно слабко впливають на потен-
ційно активні по відношенню до пришвидшення росту розриву тріщини зсу-
ву, орієнтовані субпаралельно до фронту розриву, що наступає, але перпен-
дикулярно до фронту Р-хвилі, тому високі, вищі від Vs, значення швидкості
спорювання реалізуються рідко, ймовірно, тільки в зонах критичного на-
вантаження масиву (метастабільного стану), де Р-хвиля викликає збуджен-
ня і лавинне зростання різноорієнтованих мікро- та макротріщин. Значно
частіше енергія збудження в зону перед фронтом розриву передається пере-
важно за рахунок S-хвиль, оскільки саме такі значення швидкості спорю-
вання реєструються найчастіше (0,3–0,9 Vs). Третій спосіб – передача енергії
270
збудження в зону перед фронтом розриву за рахунок хвиль деформації. Тоб-
то, поширення зони впливу розриву, що наступає, пов’язане з тим, що тріщи-
на, яка виникає в суцільному середовищі, змінює його напружено-дефор-
мований стан на рівних довжині самої тріщини відстанях від її кінців, отже,
зона впливу тріщини дорівнює трикратній її довжині. Але оскільки фізична
природа хвиль деформацій у земній корі є складною, в’язко-пружною, то
така хвиля має ніби три складові: перша поширюється зі швидкістю Р-хвиль,
друга – S-хвиль, третя – це в’язкий процес, спричинений реологією середо-
вища. Власне через суттєвий вплив в’язкої, або еквівалентно в’язкої скла-
дової на процес передачі деформацій у земній корі, часто спостерігаються
“глухі”, “тихі” і крипові землетруси [18, 19], а також інші специфічні ефек-
ти в часово-просторовому розподілі сейсмічності [2, 8, 11].
Зазначимо також, що зона впливу розриву Суматранського землетрусу
2004 р. повністю узгоджується з наведеними вище відношеннями з теорії
тріщин (1 : 3) – при довжині розриву в джерелі даного землетрусу 450 км
зона впливу (зона афтершоків) становила понад 1300 км [1–4]. Зона афтер-
шоків землетрусу 2005 р. (довжина розриву 400 км) становила до 1100 км
[1, 2, 5], що також практично відповідає відношенню 1 : 3. Деяке занижен-
ня величини зони афтершоків в обох випадках можна пояснити суттєво мен-
шою (всього близько 180 і 150 км відповідно) шириною розривів, що дає
менший еквівалентний радіус кругової дислокації, ніж значення довжини
цих розривів.
Виявлені на прикладі аналізу даних щодо Суматранського землетрусу
2004 р. ділянки нестійкості (метастабільності, критичності та неоднорід-
ності НДС та міцнісних характеристик порід) з точки зору фізики процесів
у вогнищі є потенційними зонами зародження розриву (див. також [11, 14–
16] та ін.). Тому виявлення і моніторинг стану таких ділянок у сейсмоак-
тивних зонах є основним завданням короткотермінового та детерміновано-
го прогнозу землетрусів.
Важливу роль у процесах зародження та поширення розриву також
відіграють процеси перетікання флюїдів у зонах градієнтів напружень і
так звані процеси гідророзриву під час зміни НДС флюїдонасичених діля-
нок порід. Велику роль неоднорідностей НДС та мікротріщинуватості і
флюїдних процесів, зокрема, як факторів додаткового механічного роз-
вантаження скелету породи та зміщення на розриві, у зародженні і спо-
рюванні розривів підтверджує і той факт, що скинуте напруження у
більшості розривів у вогнищах корових землетрусів не перевищує 40–
100 бар, і тільки зрідка досягає 300 бар і вище [14]. Водночас, за даними
лабораторних досліджень [20], поріг міцності непорушеного граніту на
стискання становить ~1,2 кбар (120 МПа) за звичайних умов (на денній
271
поверхні) і зростає до 2,5–2,7 кбар за всестороннього тиску 1 кбар, що
відповідає глибині залягання порід ~5 км.
Щодо розриву у вогнищі першого з Суматранських землетрусів, за
оцінками Ю. Ребецького [11] скинуте тут напруження становило близько
10 бар, максимальні дотичні напруження не перевищували 350 бар, а ефек-
тивний всесторонній тиск – 650 бар, що, як бачимо, на порядок нижче
літостатичного тиску на цій глибині і може свідчити про визначальну роль
аномально високого флюїдного тиску та флюїдних процесів. На вдвічі вищі
за гідростатичний величини флюїдного тиску в цій зоні та близькість його
до літостатичного також вказує [11]. Це разом з розподілом міцнісних та
реологічних (включаючи температурний режим) характеристик середо-
вища з глибиною, очевидно, і є основною причиною такої цікавої особли-
вості Суматранських землетрусів – незважаючи на різні значення зміщень
по розриву і скинутих напружень у точках зародження та по площі обох
розривів [4, 5], вони розриви зароджувалися на глибині 35–40 км виходя-
чи з цього і залучаючи також відомі з досліджень порід-колекторів нафти
та газу закономірності поведінки порового простору флюїдонасичених
гірських порід, можна запропонувати таку модель процесу – на цій та дещо
меншій глибині внаслідок дії літостатичного тиску тріщинувата субдукцій-
на зона контакту Індо-Австралійської та Євразійської плит стає, на відміну
від більш приповерхневих шарів кори, малопроникною для флюїдів (внас-
лідок консолідаційних процесів – закриття багатьох тріщин – перекри-
вається гідрозв’язок між рештою їх, зникає так звана суцільна відкрита
пористість у даній зоні і можливість порівняно вільного перетікання
флюїдів). У замкнених у окремих тріщинах флюїдах внаслідок дії літос-
татичного тиску та низької здатності до стискання тиск підвищується прак-
тично до літостатичного – за даними [11] з коефіцієнтом 0,95–1 у зоні
зародження розриву першого землетрусу та переважного поширення його
на північний захід. Внаслідок цього, з одного боку, розвантажується ске-
лет породи, а з іншого – шляхом активізації процесів гідророзриву в на-
прямках градієнтів тиску по міжзернових проміжках у породах та інших
механічних неоднорідностях зі зниженими механічними характеристика-
ми утворюються нові тріщини, таким чином викликаючи зародження і
розвиток розриву саме на цій глибині. Свою роль тут у загальному балансі
консолідаційних та деструктивних процесів, очевидно, відіграла і підви-
щена (порівняно з більш приповерхневими шарами кори) температура порід
та відповідно інтенсивніші деструктивні гідротермально-флюїдні проце-
си. Розвиток процесу спорювання відбувався в напрямку зниження ефек-
тивного всестороннього стиску, а значить, менших сил тертя та зчеплення
бортів розриву та напрямку руху флюїдів [11].
272
Процеси у вогнищах Суматранських землетрусів і випромінюван-
ня енергії сейсмічних хвиль. Свою специфіку має і сейсмічне випромі-
нювання вогнищ катастрофічних Суматранських землетрусів, зокрема, з
точки зору його впливу на прилеглі території о. Суматра. Почнемо аналіз
цієї специфіки з того, що деталізуємо хід процесу спорювання у вогнищах
цих землетрусів відносно прилеглої північної частини острова. Отже, роз-
рив у джерелі першого з даних землетрусів зародився на глибині приблизно
35 км під морським дном на відстані близько 80 км від берега на південний
захід від північної частини о. Суматра і на відстані майже 240 км на захід
від м. Медан. Спорювання розриву йшло в основному на північний захід
(400 км) по діагоналі знизу вгору (з косим виходом на морське дно у на-
прямку Зондського жолоба, і частково (50 км) по діагоналі згори донизу (до
40–45 км), вглиб літосфери, отже, в основному, в плані майже паралельно і
навіть з певним віддаленням від берега острова, а у розрізі – у майже про-
тилежному до простягання острова напрямі. Відомо [10, 14], що в напрям-
ку спорювання випромінюється суттєво більша сейсмічна енергія Р-хвиль,
ніж в інших напрямках, і це є одним з основних методів визначення на-
прямку спорювання розриву (так званий метод азимутальних годографів [10,
21–23]). Отже, з цієї точки зору жителям о. Суматра пощастило, основна
сейсмічна енергія при спорюванні розриву пішла на північний захід і захід,
тобто від острова, правда, “вдаривши” у дно хвилею деформацій з верти-
кальним зміщенням до 5 м – ця енергія потім повернулася до берега у виг-
ляді гігантського цунамі, що проникало вглиб острова на багато кілометрів,
спричиняючи багатотисячні людські жертви і руйнуючи все на своєму шля-
ху. Інша, менша частина сейсмічного випромінювання Р-хвиль пішла під
острів, вглиб літосфери, також спричинивши порівняно менші від можли-
вих сейсмічні впливи. Отже, північна частина о. Суматра здебільшого заз-
нала впливу “бокового” випромінювання розриву, тобто S-хвиль. Але нега-
тивним фактором у даному випадку була суттєва неоднорідність напруже-
но-деформованого стану порід та їх міцнісних характеристик у зоні май-
бутнього розриву. Це спричинило велику нерівномірність ходу процесу спо-
рювання розриву з цілою низкою пригальмовувань і прискорень руху роз-
риву. Відомо [21], що такі зони, “фази зародження” розриву чи “стоппінг-
фази”, є додатковими субджерелами сейсмічного випромінювання, причо-
му збагаченого жорсткими високочастотними складовими. Через це північна
частина о. Суматра опинилась ніби під перехресним вогнем з півдня, півден-
ного заходу, заходу і північного заходу (в азимутах від 140° до 330°) від жор-
сткого сейсмічного випромінювання активних субджерел з усієї площадки
розриву, трохи приглушених за рахунок загасання відстанню до них (80–
300 км) і додатковим загасанням внаслідок поширення коливань від зони
273
макросейсмічного гіпоцентру по пологих (близьких до субгоризонтальних)
сейсмічних трасах. Тому будівлі та інші інженерні об’єкти на острові зазна-
вали сейсмічних коливань у різних азимутах і з різними частотами, що
збільшувало ймовірність попадання збуджуючих коливань у площини най-
більшої вразливості будівель та виникання резонансних явищ у їхніх конст-
рукційних елементах. Додатковим негативним фактором впливу сейсміч-
них коливань від даного землетрусу була велика тривалість цих коливань,
спричинена достатньо довгим процесом спорювання розриву такого масш-
табу, адже, як відомо [24], значне перевищення тривалості сейсмічних ко-
ливань відносно номінальної для землетрусів певної сили спричиняє зрос-
тання інтенсивності сейсмічних впливів на будівлі та споруди на 1–2 бали
шкали МСК-64 навіть без зростання амплітуд таких коливань чи приско-
рень. Тому не дивно, що даний землетрус проявився на півночі о. Суматра з
інтенсивністю від 9 до 6 балів за шкалою Меркаллі і спричинив тут жертви,
численні руйнування, каменепади та зсуви [1]. Сейсмічний імпульс від цього
землетрусу спричинив високочастотну (на вищих субгармоніках основного
тону власних коливань Землі) вібрацію цілої планети [12, 25] протягом по-
над місяць. За три місяці у зоні вогнища відбулось більше 2 тисяч афтер-
шоків (тільки вдвічі менше, ніж за попередніх 30 років), з яких понад 30
мали магнітуду 6 і більше, а один – 7,5 [12].
Процеси у вогнищах Суматранських землетрусів і загальна геоди-
наміка регіону. Цікаві та важливі для науки і практики дані дає порівняння
зміщень по розриву для досліджуваних землетрусів і параметрів загального
геодинамічного процесу в літосфері даної території. За даними численних
досліджень [1–8], Індо-Австралійська плита (океанічна за своєю будовою в
даній зоні) зі швидкістю близько 60–65 мм/рік підсувається (субдукується)
на північний захід (дещо косо на північ відносно зони контакту у Зондсько-
му океанічному жолобі) під місцеві пограничні структури Євразійської пли-
ти, які, в свою чергу зміщуються на південний схід, тобто косо назустріч.
Розраховані значення швидкості накопичення сейсмотектонічних дефор-
мацій змінюються від 5,2 до 0,4 см/рік, зменшуючись вздовж зони контакту
з південного сходу на північний захід. Вважається [1, 2], що досліджувані
землетруси приурочені до різних границь в моделі плитової тектоніки да-
ного регіону – перший, який відбувся північніше, – підсуванням північного
сегмента (Індійської плити) під Бірманську мікроплиту [2] (швидкість близь-
ко 60 мм/рік), а другий, що відбувся на 180 км південніше, спричинений
підсуванням південного сегмента (Австралійської плити) під плиту Сунда
[6] (швидкість близько 50 мм/рік). Оскільки розриви цих землетрусів по-
ширювались в основному у протилежних напрямках, вони не перекривали-
ся, але практично стикалися – перший поширився на 50 км на південь, а
274
другий – на 130 км на північ. Це свідчить про те, що напруження в зоні
розриву першого землетрусу принаймні, південної його частини, розряди-
лися достатньо глибоко.
Порівнюючи середнє зміщення по розриву для першого землетрусу (7–
8 м) з даними геодинаміки (0,052 м/рік), можемо сказати, що така дефор-
мація могла накопичитись щонайменше за 135–155 років, а враховуючи, що
реалізованим зміщенням по розриву (сейсмодислокацією) скидається в се-
редньому 5–20 % від накопичених деформацій [10, 11, 17], то час накопи-
чення таких деформацій міг становити від 675 до 3100 років. Щодо зони
максимальних (до 20 м) зміщень, то тут мінімальні оцінки дають 385 років,
а середні – 1900–7700 років. Порівнюючи ці величини з даними деяких
досліджень, де говорилося, що зони критичної концентрації напружень і
деформацій, якщо не розрядяться землетрусом, то розсмоктуються за 100–
200 років, бачимо, що це далеко не так, принаймні, далеко не у кожному
випадку. Нерідко, як видно з цих та інших сейсмологічних даних, очевидно,
в результаті місцевої специфіки механічних процесів у різних ділянках літос-
фери, такі зони концентрації, навпаки, стають накопичувачами пружної
енергії, що потім призводить до катастрофічних землетрусів.
Провівши аналогічні розрахунки для другого землетрусу (середнє
зміщення по розриву 4–5 м, максимальне – 14 м, швидкість субдукції – 0,05 м/
рік), отримаємо для середніх зміщень такі оцінки – мінімальний час нако-
пичення деформацій – 80–100 років, середній – 400–2000 років; для макси-
мальних зміщень – відповідно 280 і 1400–5600 років.
Отримані оцінки часу накопичення деформацій у вогнищах розгляну-
тих землетрусів (1400–7700 р.) є ще одним свідченням реальності прийня-
того у сейсморайонуванні територій [22, 26] періоду повторюваності най-
сильніших – максимальних розрахункових – землетрусів (5000 р.), на
стійкість до впливу яких розраховуються найважливіші та екологічно не-
безпечні промислові об’єкти – АЕС та ГЕС, хімічні підприємства, греблі
водосховищ, мости та ін.
Стосовно другого землетрусу цікаві та важливі висновки можна зроби-
ти, порівнявши максимальне зміщення на його розриві з даними [2] щодо
місцевого землетрусу 1861 р. з М > 8. Справа в тому, що розрив у вогнищі
землетрусу 2005 р. практично повністю перекриває зону розриву землетрусу
1861 р. За 144 роки між цими землетрусами в даній зоні (швидкість субдукції –
0,05 м/рік) могло накопичитися не більше 7,2 м деформацій, отже, ще майже
7 м залишилось нерозряджених від часу підготовки попереднього (а, ймо-
вірно, і від ще більш ранніх) землетрусів. Звідси висновок – здійснюючи оці-
нку величини можливих сильних землетрусів у сейсмогенних зонах слід бра-
ти величину найбільшого з відомих за останні 200–500 р. землетрусу з враху-
275
ванням щонайменше 4-кратного коефіцієнта підвищення по енергії (0,6 – по
класу, 0,33 – по магнітуді), оскільки, як бачимо на даному прикладі, зміщен-
ня по розриву може бути удвічі більшим за накопичене за термін підготовки
конкретного землетрусу, а запасена пружна енергія пропорційна квадрату
пружної деформації (Е = кх2/2). Ймовірно, коефіцієнт має бути ще вищим
через зростання об’єму, у якому запасається пружна енергія, але це питання
потребує спеціальних досліджень. Повертаючись до згаданої вище ролі флюї-
дного тиску в процесах розривоутворення, можна припустити, що величина
цього тиску внаслідок тектонічних процесів у зоні розриву другого землетру-
су за останні десятки і сотні років зросла, а всесторонній стиск і еквівалент-
на міцність порід внаслідок цього знизились, що дало можливість (за раху-
нок більшого розвантаження скелету породи та “змащення” цієї тріщинува-
тої зони вогнища та самого розриву) забезпечити розрядку і “своїх” і накопи-
чених раніше “чужих” напружень та деформацій.
Подібні за фізичним змістом висновки зроблено також Є.А. Сагало-
вою [27] стосовно процесів у сейсмогенній зоні Вранча на підставі аналізу
співвідношень середніх довгострокових величин накопичення та розрядки
деформацій у цій зоні і величин накопичення та розрядки деформацій під
час підготовки сильного Вранчського землетрусу 1977 р. Оцінивши, що ски-
нута під час цього землетрусу деформація була меншою, ніж накопичена за
період його підготовки, Є.А. Сагалова дійшла висновку, що у наступні кілька
років є ймовірність нового сильного землетрусу, що забезпечить дорозряд-
ку даної зони. Якщо ж цього не відбудеться, значить, сейсмогенне тіло Вранча
стало порівняно більш консолідованим та механічно міцним, здатним за-
пасати більшу енергію деформацій і через кілька десятків років можливий
значно сильніший землетрус (подібний до землетрусу 1940 або навіть
1802 р.), який забезпечить розрядку і власних і недорозряджених раніше
напружень та деформацій. На щастя для жителів даної зони, в тому числі і
півдня Одеської області України, реалізувався перший варіант розвитку сей-
смічного процесу в зоні Вранча – у 1986 р. відбувся сильний землетрус (але
далеко не найсильніший з можливих – М = 6,9), що забезпечив дорозрядку
зони з порівняно незначними наслідками. На відміну від цього, в районі
Суматри катастрофічні землетруси 2004 та 2005 рр. реалізували другий сце-
нарій, що видно з порівняння величин накопичених і скинутих деформацій.
Застосування визначеного за даними щодо другого з Суматранських
землетрусів збільшувального коефіцієнта до даних про актуальні для Ук-
раїни найсильніші землетруси зони Вранча показує його адекватність сей-
смотектонічним процесам і у цій зоні. Так, найсильніші історичні земле-
труси зони Вранча (1802 р., М = 7,5 і 1940 р., М = 7,4 [28]) відрізняються від
трохи слабшого землетрусу цієї зони останніх десятиліть (1977 р., М = 7,1)
276
якраз на 0,3–0,4. Отже, вказаний коефіцієнт варто застосовувати також з
метою уточнення сейсмічної безпеки півдня України.
Висновки.
1. Дані щодо катастрофічних Суматранських землетрусів показують, що
реально механічні характеристики геологічного середовища у сейс-
могенних зонах є дуже неоднорідними і мають мозаїчну структуру.
Очевидно, це стосується всіх або переважної більшості сейсмогенних
зон та всіх, можливо, з деякими коефіцієнтами-поправками, масштаб-
но-ієрархічних рівнів тріщинуватості порід, розривів та відповідних
енергетичних рівнів сейсмічності.
2. Дані щодо катастрофічних Суматранських землетрусів добре узгоджу-
ються з теорією тріщин у плані геометричних співвідношень (1 : 3)
між довжиною тріщини (сейсмогенного розриву) і величиною зони її
впливу (розмірами вогнища землетрусу, як об’єму середовища, у яко-
му вивільняється пружна енергія під час утворення розриву та гене-
рації сейсмічних хвиль і проходить дорозрядка напружень та дефор-
мацій афтершоками і крипом).
3. Дані щодо катастрофічних Суматранських землетрусів, особливо пер-
шого, чітко показують, що сейсмогенні розриви зароджуються і роз-
виваються не обов’язково в зонах найбільшої концентрації напружень,
а у так званих критично нестійких метастабільних зонах переважно з
неоднорідним напружено-деформованим станом та механічними ха-
рактеристиками, де накопичені напруження досягають, у тому числі
за рахунок особливостей флюїдного режиму, межі динамічної міцності
гірських порід. Виявлення та моніторинг стану таких зон є першочер-
говим завданням короткотермінового та детермінованого прогнозу
землетрусів.
4. Дані щодо катастрофічних Суматранських землетрусів свідчать, що за-
реєстровані неодноразово великі значення швидкості спорювання роз-
ривів у вогнищах землетрусів (вищі за значення Vs для відповідних порід
та глибин) є свідченням крайньої критичної нестійкості (метастабіль-
ності) даних зон геологічного середовища, за якої найменше збурення
(вплив Р-хвилі від утвореного в деякому місці розриву) викликає лавин-
ний ріст тріщин в об’ємі порід перед фронтом цього розриву, які, злива-
ючись з ним, спричинюють високу швидкість росту розриву.
5. Дані щодо катастрофічних Суматранських землетрусів показують, що
запасена у зоні вогнища пружна енергія, тобто та її частина, яка може
виділитись при землетрусі, внаслідок часово-просторової неоднорід-
ності механічних характеристик геологічного середовища не обов’яз-
ково повністю вивільнюється під час кожного чергового сильного зем-
277
летрусу, а може запасатися на майбутнє. Тому наступний сильний зем-
летрус може бути сильнішим від очікуваного, параметри якого прора-
ховані за даними щодо середніх характеристик місцевого сейсмотек-
тонічного та геодинамічного процесів, якщо він не тільки розряджає
власні накопичені підчас його підготовки, тобто після попереднього
сильного землетрусу, напруження та деформації, а й дорозряджає за-
пасені у попередній період. Цей фактор слід враховувати, здійснювати
оцінку рівня сейсмічної небезпеки сейсмоактивних територій, зокре-
ма шляхом введення коефіцієнта, значення якого не менше 4, по енергії
для максимального очікуваного землетрусу (0,6 – по класу, 0,33 – по
магнітуді). Виходячи зі встановленої за результатами проведеного ана-
лізу енергетичних характеристик актуальних для України найсильні-
ших землетрусів зони Вранча адекватності цього коефіцієнта характе-
ристикам місцевих сейсмотектонічних процесів цієї зони, його реко-
мендується застосовувати, з метою уточнення сейсмічної небезпеки
для півдня України.
6. Отримані за геодезичними та сейсмологічними даними з врахуванням
коефіцієнта сейсмодислокаційної складової (5–20 %) оцінки часу на-
копичення деформацій у вогнищах катастрофічних Суматранських зем-
летрусів (1,4–7,7 тис. р.) є ще одним свідченням реальності прийнято-
го у сейсморайонуванні територій 5000-річного періоду повторюва-
ності найсильніших, максимальних розрахункових землетрусів.
1. Старостенко В.И., Гейко В.С., Кендзера А.В. и др. Катастрофическое землетрясение 26
декабря 2004 г. у берегов Суматры: причины, последствия и уроки // Геофиз. журн. –
2005. – 27, № 6. – С. 940–961.
2. Harinarayana T., Hirita N. Destructive Earthquake and Disastrous Tsunami in the Indian Ocean,
What Next? // Int. Assoc. for Gondwana Research, Japan. – 2005. – 8, № 2. – P. 246–257.
3. Паталаха Е., Трегубенко В. Гигантское цунами в Индийском океане (26.12.2004): геоди-
намика и уроки для Украины // Геолог України. – 2005. – № 1. – С. 77–87.
4. Chen Ji. Computer Simulation of Earth Movement that Spawned the Tsunami. – California
Institute of Technology, 2005. (http://earthobservatory.nasa.gov/NaturalHazards/
shownh.php3? img_id=12646.
5. Chen Ji. Preliminary Rupture Model. Magnitude 8,7 NORTHERN SUMATRA, INDONESIA,
Monday, March 28, 2005 at 16:09:36 UTS. – 2005; (http://neic.usgs.gov/neis/eq_depot/
2005/eq _050328/neis_weax_ff.html).
6. Magnitude 8,7 – Northern Sumatra, Indonesia 2005 March 28, 2005 at 16:09:36 UTS. //
Preliminary Earthquake Report. U. S. Geological Survey, 2005. – National Earthquake
Information Center, Word Data Center for Seismology, Denver; (http://earthquake.usgs.gov/
equinthenews/2005/usweax/).
7. Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов (год 2000). – М.: Науч. мир, 2001. – 606 с.
8. Earthquakes and Plate Tectonics. – USGS, 2004; (http://www.neic.cr.usgs.gov/neis/general/
hand-outs/rift_man.html.
http://earthobservatory.nasa.gov/NaturalHazards/
http://neic.usgs.gov/neis/eq_depot/
http://earthquake.usgs.gov/
http://www.neic.cr.usgs.gov/neis/general/
278
9. Арефьев С.С., Грайзер В.М., Заргарян Д.Н. и др. Разрыв в очаге и афтершоки Кум-Даг-
ского землетрясения 14 марта 1983 года // Макросейсмические и инструментальные
исследования сильных землетрясений. – Вопросы инженерной сейсмологии, вып. 26 –
М.: Наука, 1985. – С. 8–27.
10. Пустовитенко Б.Г., Капитанова С.А. Процессы в очаговых зонах сильных землетрясе-
ний зоны Вранча // Сейсмологический бюллетень Украины за 1997 год. – Симферо-
поль, 1999. – С. 149–158.
11. Ребецкий Ю.Л. Тектонические напряжения и прочность природных горных массивов. –
М.: ИКЦ “Академкнига”, 2007. – 406 с.
12. Ребецкий Ю.Л. Новые данные о природных напряжениях в области подготовки сильно-
го землетрясения. Модель очага землетрясения // Геофиз. журн. – 2007. – 29, № 6. –
С. 96–115.
13. Костров Б.В. Механика очага тектонического землетрясения. – М.: Наука, 1975. – 176 с.
14. Шамина О.Г. Модельные исследования физики очага землетрясения. – М.: Наука, 1981. – 192 с.
15. Мячкин В.И., Костров Б.В., Соболев Г.А., Шамина О.Г. Основы физики очага и предвест-
ники землетрясений // Физика очага землетрясения. – М.: Наука, 1975. – № 3. – С. 6–26.
16. Соболев Г.А., Пономарев А.В. Физика землетрясений и предвестники.- М.: Наука, 2003. – 270 с.
17. Ризниченко Ю.В. Проблемы сейсмологии. Избранные труды. – М.: Наука, 1985. – 406 с.
18. Моги К. Предсказание землетрясений. – М.: Мир, 1988. – 382 с.
19. Прозоров А.Г., Хадсон Д.А. Зависимость между МS и mb от региональных условий и
локальных взаимосвязей // Машинный анализ цифровых сейсмических данных. – Вы-
числ. сейсмология; вып. 7 – М.: Наука, 1974. – С. 65–82.
20. Справочник по физическим свойствам минералов и горных пород при высоких термо-
динамических параметрах / Под ред. М.П. Воларовича. – М.: Недра, 1978. – 237 с.
21. Аки К., Ричардс П. Количественная сейсмология: Теория и методы. – М.: Мир, 1983. –
Т. 2. – 360 с.
22. Пустовітенко Б.Г. Сейсмічні процеси в Чорноморському регіоні та сейсмічна небезпе-
ка Криму. Автореф. дис… д-ра фіз.-мат. наук. – К.: ІГФ, 2003. – 33 с.
23. Островерх Б.Н., Калиниченко Д.М. Численная модель для исследования упругих волн
от очага в виде развивающейся трещины сдвига в напряженной неоднородной полу-
плоскости // Макросейсмические и инструментальные исследования сильных землетря-
сений. – Вопросы инженерной сейсмологии; вып. 26. – М.: Наука, 1985. – С. 108–123.
24. Чернов Ю.К., Соколов В.Ю. Некоторые соотношения между параметрами колебаний
грунта и макросейсмической интенсивностью землетрясений // Вопросы инженерной
сейсмологии. – М.: АН СССР, 1983. – Вып. 24. – С. 96–104.
25. Трегубенко В., Шляховий В.В., Шляховий В.П. та ін. Деякі результати цифрових сейс-
мічних та земноприпливних спостережень у підземній геофізичній обсерваторії на мисі
Херсонес (Севастополь) // Нові геофізичні технології прогнозування та моніторингу
геологічного середовища: Матеріали наук. конф. – Львів: Сполом, 2007. – С. 100–101.
26. Сейсмическое районирование территории СССР // Отв. ред. Бунэ В.И., Горшков Г.П. –
М.: Наука, 1980.
27. Cагалова Е.А. Реализация долговременного прогноза в зоне Вранча // Геофиз. журн. –
1987. – 9, № 6. – С. 84–94.
28. Костюк О., Сагалова Є., Руденська І. та ін. Каталог землетрусів Карпатського регіону за
1091–1990 роки // Праці НТШ. – Львів. – 1997. – Т. 1. – С. 121–137.
|
| id | nasplib_isofts_kiev_ua-123456789-28396 |
| institution | Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| issn | XXXX-0017 |
| language | Ukrainian |
| last_indexed | 2025-12-07T16:18:04Z |
| publishDate | 2009 |
| publisher | Центр менеджменту та маркетингу в галузі наук про Землю ІГН НАН України |
| record_format | dspace |
| spelling | Назаревич, А.В. 2011-11-10T23:22:11Z 2011-11-10T23:22:11Z 2009 Особливості процесів у вогнищах на прикладі катастрофічних Суматранських землетрусів / А.В. Назаревич // Теоретичні та прикладні аспекти геоінформатики: Зб. наук. пр. — 2009. — С. 260-278. — Бібліогр.: 28 назв. — укр. XXXX-0017 https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/28396 550.34 На прикладі катастрофічних Суматранських землетрусів проведено аналіз особливостей процесів у вогнищах, зокрема, співвідношень між швидкістю спорювання та зміщенням по розриву, величиною накопичених і скинутих на розриві деформацій та інших. Запропоновано фізичне пояснення для виявлених особливостей. uk Центр менеджменту та маркетингу в галузі наук про Землю ІГН НАН України Моніторинг геологічного середовища та небезпечних природно-техногенних процесів Особливості процесів у вогнищах на прикладі катастрофічних Суматранських землетрусів Article published earlier |
| spellingShingle | Особливості процесів у вогнищах на прикладі катастрофічних Суматранських землетрусів Назаревич, А.В. Моніторинг геологічного середовища та небезпечних природно-техногенних процесів |
| title | Особливості процесів у вогнищах на прикладі катастрофічних Суматранських землетрусів |
| title_full | Особливості процесів у вогнищах на прикладі катастрофічних Суматранських землетрусів |
| title_fullStr | Особливості процесів у вогнищах на прикладі катастрофічних Суматранських землетрусів |
| title_full_unstemmed | Особливості процесів у вогнищах на прикладі катастрофічних Суматранських землетрусів |
| title_short | Особливості процесів у вогнищах на прикладі катастрофічних Суматранських землетрусів |
| title_sort | особливості процесів у вогнищах на прикладі катастрофічних суматранських землетрусів |
| topic | Моніторинг геологічного середовища та небезпечних природно-техногенних процесів |
| topic_facet | Моніторинг геологічного середовища та небезпечних природно-техногенних процесів |
| url | https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/28396 |
| work_keys_str_mv | AT nazarevičav osoblivostíprocesívuvogniŝahnaprikladíkatastrofíčnihsumatransʹkihzemletrusív |