En kort historie om jordskjelvet. Geofag

Fulltekstsøk:

Hjem > Abstrakt >Livssikkerhet

Ryazan State University oppkalt etter S. A. Yesenin

Sammendrag om emnet: "Jordskjelv"

1. års studenter

GMU-grupper 12

Alina Khamatova

1. Introduksjon

2 Seismiske bølger og deres måling

• 2.1 Typer seismiske bølger

  2.2 Måling av styrke og virkninger av jordskjelv

  • 2.2.1 Magnitudeskala

    2.2.2 Intensitetsskalaer

    • 2.2.2.1 Medvedev-Spohnheuer-Karnik-skala (MSK-64)

2.3 Hva skjer under sterke jordskjelv

3 årsaker til jordskjelv

4 Måleinstrumenter

• 4.1 Seismograf

  4.2 Jordskjelvvarslingsstasjon ATROPATENA

  4.3 Tektometer

5 Andre typer jordskjelv

• 5.1 Vulkanske jordskjelv

  5.2 Menneskeskapte jordskjelv

  5.3 Jordskjelv med jordskred

  5.4 Jordskjelv

6 Mest ødeleggende jordskjelv

7 Litteratur

Introduksjon

Årsaken til et jordskjelv er den raske forskyvningen av en del av jordskorpen som helhet i øyeblikket med plastisk (sprø) deformasjon av elastisk belastede bergarter ved kilden til jordskjelvet. De fleste jordskjelv oppstår nær jordoverflaten

Jordskjelv- skjelvinger og vibrasjoner på jordoverflaten forårsaket av naturlige årsaker (hovedsakelig tektoniske prosesser) eller kunstige prosesser (eksplosjoner, fylling av reservoarer, kollaps av underjordiske hulrom i gruvedrift). Små skjelvinger kan også føre til at lava stiger under vulkanutbrudd.

Omtrent en million jordskjelv forekommer over hele jorden hvert år, men de fleste er så små at de ikke blir lagt merke til. Virkelig sterke jordskjelv, som er i stand til å forårsake omfattende ødeleggelser, forekommer på planeten omtrent en gang annenhver uke. Heldigvis forekommer de fleste av dem på bunnen av havene, og er derfor ikke ledsaget av katastrofale konsekvenser (hvis et jordskjelv under havet ikke oppstår uten en tsunami).

Jordskjelv er mest kjent for ødeleggelsene de kan forårsake. Ødeleggelser av bygninger og konstruksjoner er forårsaket av jordvibrasjoner eller gigantiske flodbølger (tsunamier) som oppstår under seismiske forskyvninger på havbunnen.

Det internasjonale registrerer selv de fjerneste og av lav styrke.

Seismiske bølger og deres måling

Gliding av stein langs en forkastning forhindres i utgangspunktet av friksjon. Som et resultat akkumuleres energien som forårsaker bevegelse i form av elastiske påkjenninger i bergartene. Når spenningen når et kritisk punkt som overstiger friksjonskraften, oppstår et skarpt brudd på bergartene med deres gjensidige forskyvning; den akkumulerte energien, når den frigjøres, forårsaker bølgevibrasjoner på jordoverflaten - jordskjelv. Jordskjelv kan også oppstå når steiner komprimeres til folder, når størrelsen på den elastiske spenningen overstiger strekkstyrken til steinene, og de deler seg og danner en forkastning.

Seismiske bølger generert av jordskjelv forplanter seg i alle retninger fra kilden som lydbølger. Punktet der steinbevegelsen begynner kalles fokus, ildsted eller hyposenter, og poenget er på jordens overflate over ildstedet - episenter jordskjelv. Sjokkbølger forplanter seg i alle retninger fra kilden; når de beveger seg bort fra den, reduseres intensiteten.

Seismiske bølgehastigheter kan nå 8 km/s.

Typer seismiske bølger

Seismiske bølger er delt inn i kompresjonsbølger Og skjærbølger.

Kompresjonsbølger, eller langsgående seismiske bølger, forårsaker vibrasjoner av bergpartiklene som de passerer gjennom langs retningen for bølgeutbredelse, og forårsaker vekslende områder med kompresjon og sjeldnere i bergartene. Utbredelseshastigheten til kompresjonsbølger er 1,7 ganger høyere enn hastigheten til skjærbølger, så seismiske stasjoner er de første som registrerer dem. Kompresjonsbølger kalles også hoved(P-bølger). Hastigheten til P-bølgen er lik lydhastigheten i den tilsvarende bergarten. Ved frekvenser av P-bølger større enn 15 Hz, kan disse bølgene oppfattes på øret som en underjordisk summing og rumling.

Skjærbølger, eller seismiske tverrbølger, får steinpartikler til å vibrere vinkelrett på bølgens utbredelsesretning. Skjærbølger kalles også sekundær(S-bølger).

Det er en tredje type elastiske bølger - lang eller overfladisk bølger (L-bølger). Det er de som forårsaker mest ødeleggelse.

Måling av styrke og virkninger av jordskjelv

En styrkeskala og en intensitetsskala brukes til å evaluere og sammenligne jordskjelv.

Størrelsesskala

Størrelsesskalaen skiller jordskjelv etter styrke, som er den relative energikarakteristikken for jordskjelvet. Det er flere størrelser og følgelig størrelsesskalaer: lokal størrelse (ML); størrelse bestemt fra overflatebølger (Ms); kroppsbølgestørrelse (mb); momentstørrelse (Mw).

Den mest populære skalaen for å estimere jordskjelvenergi er den lokale Richter-skalaen. På denne skalaen tilsvarer en økning i størrelsesorden med én en 32 ganger økning i den frigjorte seismiske energien. Et jordskjelv med en styrke på 2 er knapt merkbar, mens en styrke på 7 tilsvarer den nedre grensen for ødeleggende jordskjelv som dekker store områder. Intensiteten til jordskjelv (kan ikke vurderes etter styrke) vurderes ut fra skadene de forårsaker i befolkede områder.

Intensitetsskalaer

Intensitet er et kvalitativt kjennetegn ved et jordskjelv og indikerer arten og omfanget av virkningen av jordskjelv på jordoverflaten, på mennesker, dyr, samt på naturlige og kunstige strukturer i jordskjelvområdet. Flere intensitetsskalaer brukes i verden: i USA - Modified Mercalli-skalaen (MM), i Europa - European Macroseismic Scale (EMS), i Japan - Shindo-skalaen.

Medvedev-Sponheuer-Karnik-skala (MSK-64)

12-punkts Medvedev-Sponheuer-Karnik-skalaen ble utviklet i 1964 og ble utbredt i Europa og Sovjetunionen. Siden 1996 har EU brukt den mer moderne European Macroseismic Scale (EMS). MSK-64 er grunnlaget for SNiP II-7-81 "Konstruksjon i seismiske områder" og fortsetter å bli brukt i Russland og CIS-landene. I Kasakhstan brukes for tiden SNiP RK 2.03-30-2006 "Konstruksjon i seismiske områder".

Årsaker til jordskjelv

Jordens indre er i konstant bevegelse. Lavfrekvente bølger (perioder på sekunder eller mer) forplanter seg i jordskorpen. Du kan ringe svingninger minutt, time, daglig, årlig. Bølgene som forplanter seg over jordskorpen er enorme. Bølgelengde over 1000 km. Vibrasjonsamplitudene er hundrevis av meter. Disse bølgene inneholder enorm energi. På grunn av inhomogeniteter i jordskorpen oppstår svingninger med lignende frekvenser, som begynner å forstyrre hverandre, noe som fører til dannelse av resonanssvingninger på visse punkter jordskorpen og undertrykkelse av svingninger i andre - "slå". Det er en omfordeling av vibrasjonsenergi over jordens overflate.

Jordskjelv oppstår på de punktene der jordoverflaten ikke kan reagere plastisk på en multippel økning i amplituden til vibrasjoner.

Teorien om "stressakkumulering" kan ikke forklare mekanismen for bevaring og oppbevaring av energi før et jordskjelv.

En åpenbar måte å forutsi er å overvåke langtidssvingninger i forskjellige deler av planeten (inkludert ved å bruke gravimeter) og reagere på en flerfoldig økning i amplituden til svingninger i problemområder.

Tilstedeværelsen av radielle (så vel som tangentielle) forskyvninger av jordskorpen, ikke katastrofale, "plast" (uten ødeleggelse av jordskorpen) kan forårsake svikt i navigasjonssystemet i lufttransport eller en plutselig avgang inn i motgående kjørefelt. en bil som beveger seg i høy hastighet

Måleinstrumenter

Seismograf

Seismograf

Hovedartikkel: seismograf

For å oppdage og registrere alle typer seismiske bølger, brukes spesielle instrumenter - seismografer. I de fleste tilfeller har seismografen en vekt med fjærfeste, som under et jordskjelv forblir ubevegelig, mens resten av enheten (kropp, støtte) begynner å bevege seg og skifter i forhold til belastningen. Noen seismografer er følsomme for horisontale bevegelser, andre for vertikale. Bølgene registreres med en vibrerende penn på et bevegelig papirbånd. Det finnes også elektroniske seismografer (uten papirbånd).

Jordskjelvvarslingsstasjon ATROPATENA]

Station Atropatena Crystal (KH20) - Teknologimerke (Aserbajdsjan)

ATROPATENA-prognosestasjonen registrerer automatisk og autonomt tredimensjonale endringer i gravitasjonsfeltet og overfører denne informasjonen til den sentrale databasen i USA (La Habra). Siden 2007, etter oppstart av driften av den første ATROPATENA-AZ-stasjonen, ble kortsiktige jordskjelvprognoser regelmessig mottatt av Presidium of the MAN (International Academy of Sciences (Health and Ecology)), Østerrike, Innsbruck), Pakistan Academy of Sciences (Islamabad, Pakistan) og Gadjah Mada University (Yogyakarta, Indonesia). I 2009 begynte Global Network for Earthquake Forecasting (GNFE) å fungere fullt ut i modusen for kortsiktig jordskjelvvarsling og rask overføring av denne informasjonen til land som deltar i det globale nettverket. Dette faktum ble mye dekket i russisk og internasjonal presse. En av de grunnleggende forskjellene til den nye jordskjelvvarslingsteknologien er at under varslet blir ikke bare plassering, styrke og tid angitt, men også antallet forutsagte sterke jordskjelv. Basert på analysen og tolkningen av "gravitogram"-poster ved bruk av en spesiell teknikk, gir Forskningsinstituttet for prognoser og studier av jordskjelv en korttidsprognose for sterke jordskjelv (3-7 dager før sjokket), som er lagt ut på nettsiden til den sentrale databasen (GNFE)

Tektometer

Tektometeret er en enhet utviklet i Russland og patentert av Statens patentbyrå i Japan (registreringsnummer N 07PO369). I følge patentet lar enheten deg registrere et jordskjelv 40 timer før det starter. Enheten er kompakt (passer i en koffert) og lett (ca. 1 kg).

Andre typer jordskjelv

Vulkanske jordskjelv

Vulkanske jordskjelv er en type jordskjelv der et jordskjelv oppstår som følge av høy spenning i dypet av en vulkan. Årsaken til slike jordskjelv er lava, vulkansk gass. Jordskjelv av denne typen er svake, men fortsetter i lang tid, mange ganger - uker og måneder. Et jordskjelv utgjør imidlertid ingen fare for mennesker av denne typen.

Menneskeskapte jordskjelv

Nylig har det dukket opp informasjon om at jordskjelv kan være forårsaket av menneskelig aktivitet. For eksempel, i områder med flom under bygging av store reservoarer, øker den tektoniske aktiviteten - frekvensen av jordskjelv og deres omfang øker. Dette skyldes det faktum at massen av vann som samles i reservoarer øker trykket i bergarter med vekten, og innsivende vann reduserer strekkfastheten til bergarter. Lignende fenomener oppstår når store mengder stein fjernes fra gruver, steinbrudd og under bygging store byer fra importerte materialer.

Jordskjelv med jordskred

Jordskjelv kan også være forårsaket av jordskred og store skred. Slike jordskjelv kalles jordskred; de er lokale av natur og av lav styrke.

Jordskjelv av kunstig natur

Hovedartikkel: Geofysiske våpen

Et jordskjelv kan også forårsakes kunstig: for eksempel ved eksplosjon av en stor mengde eksplosiver eller av en underjordisk atomeksplosjon (tektonisk våpen). Slike jordskjelv avhenger av mengden materiale som eksploderer. For eksempel, da DPRK testet en atombombe i 2006, skjedde et moderat jordskjelv, som ble registrert i mange land.

De mest ødeleggende jordskjelvene

Jordskjelv i Lisboa i 1755

23. januar 1556 – Gansu og Shaanxi, Kina – 830 000 mennesker døde, mer enn etter noe annet jordskjelv i menneskehetens historie

1692 – Jordskjelv på Jamaica – Port Royal ble til ruiner

1693 - Siciliansk jordskjelv, drepte 60-100 tusen innbyggere, ga opphav til den sicilianske barokkstilen

1737 - Calcutta, India - 300 000 mennesker døde

1755 - Lisboa - 60 000 til 100 000 mennesker døde, byen ble fullstendig ødelagt

1783 - Calabria, Italia - 30 000 til 60 000 mennesker døde

1811 - New Madrid, Missouri, USA - byen er redusert til ruiner, og oversvømmer et område på 500 km²

1887 - Verny (nå Alma-Ata), Senior Zhuz, det russiske imperiet - materielle tap utgjorde omtrent 2,5 millioner rubler; 1.799 stein- og 839 trebygninger ble ødelagt

1896 - Sanriku, Japan - jordskjelvet ble sentrert under havet. En gigantisk bølge vasket bort 27 000 mennesker og 10 600 bygninger i havet

1897 - Assam jordskjelv, India - over et område på 23 000 km² ble relieffet endret til det ugjenkjennelige, sannsynligvis det største jordskjelvet i menneskehetens historie

28. desember 1908 - Sicilia, Italia 83 000 mennesker døde, Messina ble redusert til ruiner (Messina jordskjelv)

4. januar 1911 (22. desember 1910 gammel stil) - Verny, den sørlige skråningen av Trans-Ili Alatau-ryggen (før 1921 - navnet på Alma-Ata), Kasakhstan, det russiske imperiet - styrken var 9 poeng (styrke på Richters skala 8), nesten hele byen ble ødelagt, bare isolerte bygninger, jordskred og demninger på fjellelver overlevde

1. september 1923 - Det store Kanto-jordskjelvet - Tokyo og Yokohama, Japan (8,3 Richter) - 143 000 mennesker døde, rundt en million ble hjemløse som følge av brannene som fulgte

1948 - Ashgabat, Turkmen SSR, USSR Ashgabat jordskjelv - 110 000 mennesker døde

10. juli 1949 - Tajik SSR, USSR - som et resultat av serien kraftige jordskjelv utbrytende fjellskråninger begravd eldgammel by Khait sammen med hele befolkningen og mange andre landsbyer døde mer enn 20 000 mennesker

1950 - Himalaya ødela et område på 20 000 km² i fjellene

21. mai 1960 - Det store chilenske jordskjelvet, Chile, rundt 10 000 drept, byene Concepción, Valdivia, Puerto Montt ødelagt

26. juli 1963 - Skopje, Jugoslavia rundt 2000 drept, det meste av byen redusert til ruiner

28. mars 1964 - Det store jordskjelvet i Alaska, Anchorage, Alaska, USA, det meste av byen er omgjort til ruiner, store jordskred, 300 km jernbane ødelagt

26. april 1966 - Tasjkent, Usbekisk SSR, USSR, Tasjkent jordskjelv - (5,3 Richter) byen ble alvorlig ødelagt, 8 mennesker døde.

4. februar 1976 - Guatemala mer enn 20 000 mennesker døde, mer enn 1 million mennesker ble hjemløse

28. juli 1976 - Tangshan, Nordøst-Kina, Tangshan jordskjelv (8,2 Richter) - mer enn 655 000 mennesker drept

1981 - Sicilia-ødeleggelse i mange befolkede områder Vulkanen Etna begynte å bryte ut

18. september 1985 - Mexico City, Mexico styrke 8,2 Richter - mer enn 7500 mennesker drept

7. desember 1988 - Spitak jordskjelv: Armenian SSR, USSR - byene Spitak, Leninakan og mange landsbyer ble ødelagt, 40 000-45 000 mennesker døde. Samme antall ble skadet

17. august 1999 - Izmit jordskjelv: Tyrkia, (styrke - 7,6) drepte 17 217 mennesker, 43 959 ble skadet, rundt 500 000 ble hjemløse.

26. desember 2004 - et jordskjelv i Det indiske hav, den påfølgende tsunamien drepte 225-250 tusen mennesker.

12. mai 2008 - Sichuan jordskjelv - jordskjelv i det sentrale Kina, drepte rundt 70 000 mennesker.

12. januar 2010 - jordskjelv i Haiti, styrke 7,0 - inntraff 21:53:10 UTC - 220 tusen mennesker døde, 300 tusen ble skadet, 1,1 millioner mistet hjemmene sine

27. februar 2010 - Santiago, Chile med styrke 8,8 - skjedde klokken 06:34:14 UTC - minst 799 mennesker ble drept, mer enn 1,5 millioner hjem ble skadet av jordskjelv og tsunami.

Litteratur

Zavyalov A.D. Middels sikt prognose for jordskjelv: grunnleggende, metoder, implementering. // M.: Nauka, 2006, 254 s.

Sobolev G. A. Grunnleggende om jordskjelvprognoser. M.: Nauka, 1993. 312 s.

Bolt B. A. Jordskjelv. M.: Mir, 1981. 256 s.

Yunga S. L. Metoder og resultater for å studere seismotektoniske deformasjoner. M.: Nauka, 1990. 191 s.

Myachkin V.I. Forberedelsesprosesser for jordskjelv. M.: Nauka, 1978. 232 s.

Jordskjelv i USSR. M.: Nauka, 1990. 323 s.

Mogi K. Forutsigelse av jordskjelv. M.: Mir, 1988. 382 s.

Zubkov S.I. Forløpere til jordskjelv. // M.: OIPZ RAS. 2002, 140 s.

Richter G.F. Elementær seismologi. M., 1963

Rikitake T. Forutsigelse av jordskjelv. M., 1975

Jordskjelv

Jordskjelv

vibrasjoner av jorden forårsaket av plutselige endringer i tilstanden til planetens indre. Disse vibrasjonene er elastiske bølger som forplanter seg med høy hastighet gjennom bergmassen. De kraftigste jordskjelvene merkes noen ganger i avstander på mer enn 1500 km fra kilden og kan registreres av seismografer (spesielle høysensitive instrumenter) selv på den motsatte halvkule. Området der vibrasjoner oppstår kalles jordskjelvkilden, og dets projeksjon på jordoverflaten kalles jordskjelvepisenteret. Kildene til de fleste jordskjelv ligger i jordskorpen på ikke mer enn 16 km dyp, men i noen områder når kildene 700 km. Tusenvis av jordskjelv oppstår hver dag, men bare noen få av dem merkes av mennesker.
Omtaler av jordskjelv finnes i Bibelen, i avhandlingene til eldgamle forskere - Herodot, Plinius og Livius, så vel som i gamle kinesiske og japanske skriftlige kilder. Fram til 1800-tallet De fleste rapporter om jordskjelv inneholdt beskrivelser sterkt smaksatt med overtro og teorier basert på sparsomme og upålitelige observasjoner. A. Perry (Frankrike) startet en serie systematiske beskrivelser (kataloger) av jordskjelv i 1840. På 1850-tallet kompilerte R. Malle (Irland) en stor katalog over jordskjelv, og hans detaljerte rapport om jordskjelvet i Napoli i 1857 ble en av de første strengt vitenskapelige beskrivelsene av store jordskjelv.
Årsaker til jordskjelv. Selv om det har blitt utført mange studier siden antikken, kan det ikke sies at årsakene til jordskjelv har blitt fullstendig studert. Basert på karakteren av prosessene ved deres kilder, skilles flere typer jordskjelv, de viktigste er tektoniske, vulkanske og menneskeskapte.
Tektoniske jordskjelv oppstår på grunn av en plutselig utløsning av stress, for eksempel under bevegelse langs en forkastning i jordskorpen (forskning senere år viser at dype jordskjelv også kan være forårsaket av faseoverganger i jordmantelen som oppstår ved visse temperaturer og trykk). Noen ganger kommer dype feil til overflaten. Under det katastrofale jordskjelvet i San Francisco 18. april 1906 var den totale lengden av overflatebrudd i San Andreas forkastningssonen mer enn 430 km, den maksimale horisontale forskyvningen var 6 m. Den maksimale registrerte verdien av seismogene forskyvninger langs forkastningen var 15 m.
Vulkanske jordskjelv oppstå som et resultat av plutselige bevegelser av magmatisk smelte i jordens tarmer eller som et resultat av forekomsten av brudd under påvirkning av disse bevegelsene.
Menneskeskapte jordskjelv kan være forårsaket av undergrunnen kjernefysiske tester, fylling av reservoarer, olje- og gassproduksjon ved å injisere væske i brønner, sprengning under gruvedrift osv. Mindre sterke jordskjelv oppstår når hulehvelv eller gruvedrift kollapser.
Seismiske bølger. Oscillasjoner som forplanter seg fra kilden til et jordskjelv er elastiske bølger, hvis art og hastighet avhenger av de elastiske egenskapene og tettheten til bergarter. Elastiske egenskaper inkluderer bulkmodulen, som karakteriserer motstanden mot kompresjon uten å endre form, og skjærmodulen, som bestemmer motstanden mot skjærkrefter. Forplantningshastigheten til elastiske bølger øker i direkte proporsjon med kvadratroten av verdiene til parametrene for elastisitet og tetthet til mediet.
Langsgående og tverrgående bølger. Disse bølgene vises først på seismogrammer. De første som skal registreres er langsgående bølger, i løpet av hvilke hver partikkel i mediet først komprimeres og deretter utvides igjen, og opplever frem- og tilbakegående bevegelse i lengderetningen (dvs. i retningen av bølgeutbredelsen). Disse bølgene kalles også R- bølger eller primærbølger. Hastigheten deres avhenger av elastisitetsmodulen og stivheten til fjellet. Nær jordens overflatehastighet R-bølgen er 6 km/s, og på svært store dyp – ca. 13 km/s. De neste som skal registreres er tverrgående seismiske bølger, også kalt S-bølger, eller sekundære bølger. Når de passerer, svinger hver steinpartikkel vinkelrett på bølgeutbredelsesretningen. Hastigheten deres avhenger av skjærmotstanden til bergarten og er omtrent 7/12 av forplantningshastigheten R- bølger
Overflatebølger spres langs jordoverflaten eller parallelt med den og trenger ikke inn dypere enn 80-160 km. Denne gruppen inkluderer Rayleigh-bølger og kjærlighetsbølger (oppkalt etter forskerne som utviklet den matematiske teorien om utbredelsen av slike bølger). Når Rayleigh-bølger passerer gjennom, beskriver steinpartikler vertikale ellipser som ligger i brennplanet. I kjærlighetsbølger svinger steinpartikler vinkelrett på bølgeutbredelsesretningen. Overflatebølger forkortes ofte som L-bølger. Deres forplantningshastighet er 3,2-4,4 km/s. Under dypfokuserte jordskjelv er overflatebølgene svært svake.
Amplitude og periode karakterisere de oscillerende bevegelsene til seismiske bølger. Amplitude er mengden som posisjonen til en jordpartikkel endres med under passering av en bølge sammenlignet med den forrige hviletilstanden. Oscillasjonsperioden er tidsperioden der en fullstendig svingning av en partikkel oppstår. Nær kilden til jordskjelvet observeres vibrasjoner med forskjellige perioder - fra brøkdeler av et sekund til flere sekunder. Men i store avstander fra sentrum (hundrevis av kilometer) er kortvarige svingninger mindre uttalte: for R-bølger er preget av perioder fra 1 til 10 s, og for S-bølger - litt mer. Periodene med overflatebølger varierer fra noen få sekunder til flere hundre sekunder. Amplitudene til oscillasjonene kan være betydelige nær kilden, men ved avstander på 1500 km eller mer er de veldig små - mindre enn noen få mikron for bølger R Og S og mindre enn 1 cm – for overflatebølger.
Refleksjon og refraksjon. Seismiske bølger reflekteres eller brytes ved å møte lag av bergarter med forskjellige egenskaper langs deres vei, akkurat som en lysstråle reflekteres fra en speiloverflate eller brytes når den går fra luft til vann. Eventuelle endringer i de elastiske egenskapene eller tettheten til materialet langs forplantningsbanen til seismiske bølger fører til at de brytes, og med plutselige endringer i mediets egenskaper reflekteres en del av bølgeenergien ( Cm. ris.).
Baner av seismiske bølger. Langsgående og tverrgående bølger forplanter seg over hele jorden, mens volumet av mediet som er involvert i oscilleringsprosessen øker kontinuerlig. Overflaten som tilsvarer maksimal bevegelse av bølger av en bestemt type i et gitt øyeblikk kalles fronten av disse bølgene. Siden elastisitetsmodulen til et medium øker med dybden raskere enn dens tetthet (opp til en dybde på 2900 km), er hastigheten på bølgeutbredelsen på dybden høyere enn nær overflaten, og bølgefronten ser ut til å være mer avansert i innlandet enn i den laterale (laterale) retningen. Banen til en bølge er en linje som forbinder et punkt ved bølgefronten med kilden til bølgen. Retninger for bølgeutbredelse R Og S er kurver konvekse nedover (på grunn av at bølgehastigheten er større i dybden). Bølgebaner R Og S sammenfallende, selv om førstnevnte spredte seg raskere.
Seismiske stasjoner som ligger langt fra episenteret til et jordskjelv registrerer ikke bare direkte bølger R Og S, men også bølger av denne typen, allerede reflektert en gang fra jordoverflaten - RR Og SS(eller PR 1 Og S.R. 1), og noen ganger – reflektert to ganger – RRR Og SSS(eller PR 2 og S.R. 2). Det er også reflekterte bølger som reiser en del av stien som R-bølge, og den andre, etter refleksjon, - som S-bølge. De resulterende konverterte bølgene er betegnet som PS eller SP. I seismogrammer av dypfokuserte jordskjelv observeres også andre typer reflekterte bølger, for eksempel bølger som ble reflektert fra jordoverflaten før de nådde opptaksstasjonen. De er vanligvis merket med en liten bokstav etterfulgt av en stor bokstav (f.eks. pR). Disse bølgene er veldig praktiske å bruke for å bestemme dybden til jordskjelvkilden.
På en dybde av 2900 km hastigheten P-bølger avtar kraftig fra >13 km/s til jordskjelv 8 km/s; EN S-bølger forplanter seg ikke under dette nivået, tilsvarende grensen til jordens kjerne og mantel . Begge typer bølger reflekteres delvis fra denne overflaten, og noe av energien deres går tilbake til overflaten i form av bølger, betegnet som R med R Og S med S. R-bølger passerer gjennom kjernen, men banen deres er kraftig avviket og en skyggesone vises på jordoverflaten, innenfor hvilken bare svært svake bølger registreres R-bølger. Denne sonen starter i en avstand på ca. 11 tusen km fra den seismiske kilden, og allerede i en avstand på 16 tusen km R-bølger vises igjen, og deres amplitude øker betydelig på grunn av fokuseringspåvirkningen fra kjernen, hvor bølgehastighetene er lave. R-bølger som passerer gjennom jordens kjerne er utpekt RKR eller Rў . Seismogrammene skiller også tydelig bølger som beveger seg som bølger langs banen fra kilden til kjernen S, og passerer deretter gjennom kjernen som bølger R, og ved utgang blir bølgene igjen konvertert til typen S. Helt i midten av jorden, på mer enn 5100 km dyp, er det en indre kjerne som antagelig er i fast tilstand, men dens natur er ennå ikke helt klar. Bølger som trenger gjennom denne indre kjernen er betegnet som PKIKP eller SKIKS(Cm. ris. 1).
Registrering av jordskjelv. Enheten som registrerer seismiske vibrasjoner kalles seismograf, og selve opptaket kalles et seismogram. En seismograf består av en pendel opphengt inne i et hus av en fjær og en registreringsenhet.
En av de første opptaksenhetene var en roterende trommel med papirbånd. Når trommelen roterer, beveger den seg gradvis til den ene siden, slik at nulllinjen i opptaket på papiret ser ut som en spiral. Hvert minutt tegnes det vertikale linjer på grafen - tidsstempler; Til dette formålet brukes svært presise klokker, som med jevne mellomrom kontrolleres mot nøyaktig tidsstandard. For å studere jordskjelv i nærheten kreves markeringsnøyaktighet - ned til et sekund eller mindre.
I mange seismografer brukes induksjonsenheter til å konvertere et mekanisk signal til et elektrisk, der, når den inerte massen til pendelen beveger seg i forhold til kroppen, endres størrelsen på den magnetiske fluksen som går gjennom svingene til induksjonsspolen. Den resulterende svake elektriske strømmen driver et galvanometer koblet til et speil, som kaster en lysstråle på det fotosensitive papiret til opptaksenheten. I moderne seismografer registreres vibrasjoner digitalt ved hjelp av datamaskiner.
Jordskjelvets styrke vanligvis bestemt på en skala basert på seismografopptak. Denne skalaen er kjent som størrelsesskalaen, eller Richter-skalaen (oppkalt etter den amerikanske seismologen C. F. Richter, som foreslo den i 1935). Størrelsen på et jordskjelv er en dimensjonsløs størrelse proporsjonal med logaritmen til forholdet mellom de maksimale amplitudene til en bestemt type bølger av et gitt jordskjelv og et standard jordskjelv. Det er forskjeller i metoder for å bestemme størrelsen på nærliggende, fjerne, grunne (grunne) og dype jordskjelv. Størrelser bestemt fra forskjellige typer bølger varierer i størrelse. Jordskjelv av ulik størrelse (på Richters skala) manifesterer seg som følger:
2 - de svakeste følte støtene;
4 1/2 - de svakeste støtene, som fører til mindre skade;
6 - moderat ødeleggelse;
8 1/2 - de sterkeste kjente jordskjelvene.
Jordskjelvintensitet vurderes i poeng under en undersøkelse av området basert på omfanget av ødeleggelsen av grunnkonstruksjoner eller deformasjoner av jordoverflaten forårsaket av dem. For å retrospektivt vurdere intensiteten til historiske eller eldre jordskjelv, brukes noen empirisk oppnådde forhold. I USA gjøres intensitetsvurderinger vanligvis ved å bruke en modifisert 12-punkts Mercalli-skala.
1 poeng. Det merkes av noen få spesielt sensitive personer under spesielt gunstige omstendigheter.
3 poeng. Folk føler det som vibrasjoner fra en passerende lastebil.
4 poeng. Fat og vindusglass skrangler, dører og vegger knirker.
5 poeng. Følt av nesten alle; mange sovende våkner. Løse gjenstander faller.
6 poeng. Det merkes av alle. Mindre skader.
8 poeng. Skorsteiner og monumenter faller, vegger kollapser. Vannstanden i brønner endres. Hovedbygninger er alvorlig skadet.
10 poeng. Murbygninger og rammekonstruksjoner blir ødelagt. Skinner deformeres og skred oppstår.
12 poeng. Fullstendig ødeleggelse. Bølger er synlige på jordens overflate.
I Russland og noen naboland er det vanlig å evaluere intensiteten av svingninger i MSK-poeng (12-punkts Medvedev-Sponheuer-Karnik-skala), i Japan - i JMA-poeng (9-punkts skala fra Japan Meteorological Agency).
Intensitet i poeng (uttrykt i hele tall uten brøker) bestemmes ved å undersøke området der jordskjelvet skjedde, eller ved å intervjue beboere om deres følelser i fravær av ødeleggelse, eller ved beregninger som bruker empirisk innhentede og aksepterte formler for et gitt område. Blant den første informasjonen om et jordskjelv som har skjedd, er det størrelsen som blir kjent, ikke intensiteten. Størrelsen bestemmes fra seismogrammer selv ved store avstander fra episenteret.
Konsekvenser av jordskjelv. Sterke jordskjelv etterlater mange spor, spesielt i området rundt episenteret: de vanligste er skred og skred av løs jord og sprekker på jordoverflaten. Arten av slike forstyrrelser bestemmes i stor grad av områdets geologiske struktur. I løs og vannmettet jord i bratte skråninger skjer det ofte skred og ras, og det tykke laget med vannmettet alluvium i daler deformeres lettere enn harde bergarter. På overflaten av alluvium dannes innsynkningsbassenger og fylles med vann. Og selv ikke veldig sterke jordskjelv reflekteres i terrenget.
Forskyvninger langs forkastninger eller forekomsten av overflatebrudd kan endre planen og høydeposisjonen til individuelle punkter på jordoverflaten langs en forkastningslinje, slik som skjedde under jordskjelvet i San Francisco i 1906. Under jordskjelvet i oktober 1915 i Pleasant Valley i Nevada dannet det seg en avsats på 35 km lang og opptil 4,5 m høy på forkastningen. Under jordskjelvet i mai 1940 i Imperial Valley i California skjedde det bevegelser langs en 55 kilometer lang del av forkastning, og det ble observert horisontale forskyvninger på opptil 4,5 m. Som et resultat av jordskjelvet i Assam (India) i juni 1897 i den episentrale regionen, endret høyden på området seg med ikke mindre enn 3 m.
Betydelige overflatedeformasjoner kan spores ikke bare nær forkastninger og føre til endring i elvestrømningsretningen, oppdemming eller brudd i vassdrag, forstyrrelse av vannkilderegimet, og noen av dem slutter midlertidig eller permanent å fungere, men ved samtidig kan nye dukke opp. Brønner og borehull er fylt med gjørme, og vannstanden i dem endres merkbart. Under kraftige jordskjelv kan vann, flytende gjørme eller sand kastes ut fra bakken i fontener.
Når du beveger deg langs feil, oppstår det skader på bil og jernbaner, bygninger, broer og andre tekniske strukturer. Velbygde bygninger kollapser imidlertid sjelden helt. Typisk er graden av ødeleggelse direkte avhengig av typen struktur og geologisk struktur terreng. Under jordskjelv med moderat styrke kan det oppstå delvis skade på bygninger, og hvis de er dårlig designet eller dårlig konstruert, er fullstendig ødeleggelse mulig.
Under svært sterke støt kan strukturer bygget uten å ta hensyn til seismiske farer kollapse og få alvorlige skader. Vanligvis kollapser ikke en- og toetasjes bygninger med mindre de har veldig tunge tak. Det hender imidlertid at de beveger seg fra fundamentene og ofte sprekker og faller pussen deres.
Differensielle bevegelser kan føre til at broer beveger seg fra støttene og føre til at verktøy og vannrør går i stykker. Under intense vibrasjoner kan rør som legges i bakken "folde seg", stikke inn i hverandre eller bøye seg, komme til overflaten, og jernbaneskinner blir deformerte. I jordskjelvutsatte områder skal konstruksjoner prosjekteres og bygges i samsvar med byggeforskriftene som er vedtatt for det gitte området i henhold til det seismiske reguleringskartet.
I tettbygde strøk forårsakes nesten flere skader enn selve jordskjelvene av branner som oppstår som følge av brudd på gassrør og kraftledninger, velting av ovner, ovner og ulike oppvarmingsapparater. Bekjempelse av branner kompliseres av det faktum at vannforsyningen er skadet og gatene er ufremkommelige på grunn av ruinene som oppstår.
Beslektede fenomener. Noen ganger er skjelvinger ledsaget av en tydelig hørbar lav summing når frekvensen av seismiske vibrasjoner ligger i området som oppfattes av det menneskelige øret; noen ganger høres slike lyder i fravær av skjelvinger. De er ganske vanlige i noen områder, selv om betydelige jordskjelv er svært sjeldne. Det er også mange rapporter om utseendet til en glød under sterke jordskjelv. Det er ingen allment akseptert forklaring på slike fenomener ennå. Flodbølge ( store bølger til sjøs) oppstår under raske vertikale deformasjoner av havbunnen under jordskjelv under vann. Tsunamier forplanter seg i de dype hav med hastigheter på 400–800 km/t og kan forårsake ødeleggelser på kystlinjer tusenvis av kilometer fra episenteret. På kysten nær episenteret når disse bølgene noen ganger en høyde på 30 m.
Under mange sterke jordskjelv, i tillegg til hovedsjokkene, registreres forskjelv (forutgående jordskjelv) og tallrike etterskjelv (jordskjelv etter hovedsjokket). Etterskjelv er vanligvis svakere enn hovedsjokket og kan gjenta seg over uker eller til og med år, og blir sjeldnere og sjeldnere.
Geografisk fordeling av jordskjelv. De fleste jordskjelv er konsentrert i to lange, smale soner. En av dem rammer inn Stillehavet, og den andre strekker seg fra Azorene østover til Sørøst-Asia.
Stillehavsseismikksonen går langs vestkysten Sør Amerika. I Mellom-Amerika deler den seg i to grener, den ene følger øybuen til Vestindia, og den andre fortsetter nordover, og utvider seg i USA, til de vestlige delene av Rocky Mountains. Videre går denne sonen gjennom Aleutian Islands til Kamchatka og deretter gjennom de japanske øyene, Filippinene, Ny Guinea og øyer i den sørvestlige delen Stillehavet til New Zealand og Antarktis.
Den andre sonen fra Azorene strekker seg østover gjennom Alpene og Tyrkia. I Sør-Asia ekspanderer den og smalner deretter inn og endrer retning til meridionalen, passerer gjennom territoriet til Myanmar, øyene Sumatra og Java og forbinder seg med den circum-Pacific-sonen i regionen New Guinea.
Det er også en mindre sone i den sentrale delen Atlanterhavet, etter langs Mid-Atlantic Ridge.
Det er en rekke områder hvor jordskjelv forekommer ganske ofte. Disse inkluderer Øst-Afrika, indiske hav og i Nord Amerika dalen til elven St. Lawrence og det nordøstlige USA.
Noen ganger oppstår sterke jordskjelv i områder som anses som inaktive, for eksempel i Charleston, South Carolina i 1886.
Sammenlignet med jordskjelv med grunne fokus, har dypfokuserte jordskjelv en mer begrenset fordeling. De er ikke registrert innenfor Stillehavssonen fra Sør-Mexico til Aleutiske øyer, og i middelhavssonen - vest for Karpatene. Dypfokuserte jordskjelv er karakteristiske for den vestlige kanten av Stillehavet, Sørøst-Asia og den vestlige kysten av Sør-Amerika. Sonen med dypfokuskilder ligger vanligvis langs sonen med jordskjelv med grunt fokus på kontinentalsiden.
Jordskjelvvarsel. For å forbedre nøyaktigheten av jordskjelvprognoser, er det nødvendig å bedre forstå mekanismene for spenningsakkumulering i jordskorpen, kryp og deformasjoner på forkastninger, for å identifisere sammenhengene mellom varmestrømmen fra jordens indre og den romlige fordelingen av jordskjelv, og også å etablere mønstre for gjentakelse av jordskjelv avhengig av deres størrelse.
I mange områder av kloden hvor det er mulighet for sterke jordskjelv, utføres geodynamiske observasjoner for å oppdage jordskjelvforløpere, blant annet endringer i seismisk aktivitet, deformasjon av jordskorpen, anomalier i geomagnetiske felt og varmestrøm, skarpe endringer i egenskapene til bergarter (elektriske, seismiske, etc.), geokjemiske anomalier, vannregimeforstyrrelser, atmosfæriske fenomener, samt unormal oppførsel av insekter og andre dyr (biologiske forløpere). Denne typen forskning utføres på spesielle geodynamiske teststeder (for eksempel Parkfield i California, Garm i Tadsjikistan, etc.). Siden 1960 har mange seismiske stasjoner vært i drift, utstyrt med svært sensitivt opptaksutstyr og kraftige datamaskiner som lar dem raskt behandle data og bestemme plasseringen av jordskjelvkilder.
LITTERATUR
Richter G.F. Elementær seismologi. M., 1963
Rikitake T. Forutsigelse av jordskjelv. M., 1975
Seismisk skala og metoder for måling av seismisk aktivitet. M., 1975

Encyclopedia Around the World. 2008 .

Jordens himmelhvelving har alltid vært et symbol på trygghet. Og i dag føler en person som er redd for å fly på et fly, bare beskyttet når han kjenner en flat overflate under føttene. Derfor er det verste når bakken bokstavelig talt forsvinner under føttene dine. Jordskjelv, selv de svakeste, undergraver følelsen av trygghet så mye at mange av konsekvensene ikke er forbundet med ødeleggelse, men med panikk og er av psykologisk snarere enn fysisk karakter. I tillegg er dette en av de katastrofene som menneskeheten ikke kan forhindre, og derfor forsker mange forskere på årsakene til jordskjelv, utvikler metoder for registrering av skjelv, prognoser og varsler. Mengden kunnskap som allerede er akkumulert av menneskeheten om dette problemet, lar oss i noen tilfeller minimere tap. Samtidig viser eksempler på jordskjelv de siste årene tydelig at det fortsatt er mye å lære og gjøre.

Essensen av fenomenet

I kjernen av hvert jordskjelv er det en seismisk bølge som fører til det, som oppstår som et resultat av kraftige prosesser med varierende dybde. Ganske mindre jordskjelv oppstår på grunn av overflatedrift, ofte langs forkastninger. Årsakene til jordskjelv som er dypere i stedet har ofte ødeleggende konsekvenser. De flyter i soner langs kantene av skiftende plater som stuper inn i mantelen. Prosessene som skjer her fører til de mest merkbare konsekvensene.

Jordskjelv skjer hver dag, men de fleste av dem går ubemerket av folk. De tas kun opp med spesielle enheter. I dette tilfellet oppstår den største kraften av skjelvinger og maksimal ødeleggelse i sonen til episenteret, stedet over kilden som genererte de seismiske bølgene.

Vekter

I dag er det flere måter å bestemme styrken til et fenomen på. De er basert på begreper som jordskjelvets intensitet, energiklasse og størrelse. Den siste av disse er en mengde som karakteriserer mengden energi som frigjøres i form av seismiske bølger. Denne metoden for å måle styrken til et fenomen ble foreslått i 1935 av Richter og blir derfor populært kalt Richter-skalaen. Det brukes fortsatt i dag, men i motsetning til populær tro, tildeles hvert jordskjelv ikke poeng, men en viss størrelsesverdi.

Jordskjelvskår, som alltid er gitt i beskrivelsen av konsekvensene, er knyttet til en annen skala. Den er basert på en endring i amplituden til bølgen, eller størrelsen på oscillasjonene ved episenteret. Verdiene på denne skalaen beskriver også intensiteten av jordskjelv:

• 1-2 poeng: ganske svake skjelvinger, kun registrert av instrumenter;
• 3-4 poeng: merkbar i høyhus, ofte merkbar ved svinging av en lysekrone og forskyvning av små gjenstander, kan en person føle seg svimmel;
• 5-7 poeng: skjelvinger kan kjennes allerede på bakken, sprekker kan oppstå på veggene til bygninger, gips kan falle av;
• 8 poeng: kraftige skjelvinger fører til dype sprekker i bakken og merkbare skader på bygninger;
• 9 poeng: vegger av hus, ofte underjordiske strukturer, er ødelagt;
• 10-11 poeng: et slikt jordskjelv fører til kollaps og jordskred, kollaps av bygninger og broer;
• 12 poeng: fører til de mest katastrofale konsekvensene, inkludert alvorlige endringer i landskapet og til og med retningen for vannbevegelse i elver.

Jordskjelvpoeng, som er gitt i forskjellige kilder, bestemmes nøyaktig på denne skalaen.

Klassifisering

Evnen til å forutsi enhver katastrofe kommer fra en klar forståelse av hva som forårsaker den. De viktigste årsakene til jordskjelv kan deles i to store grupper: naturlig og kunstig. Førstnevnte er assosiert med endringer i undergrunnen, så vel som med påvirkning av visse kosmiske prosesser, sistnevnte er forårsaket av menneskelig aktivitet. Klassifiseringen av jordskjelv er basert på årsaken som forårsaket det. Blant naturlige skilles tektoniske, jordskred, vulkanske og andre ut. La oss se på dem mer detaljert.

Tektoniske jordskjelv

Jordskorpen på planeten vår er konstant i bevegelse. Det er dette som ligger til grunn for de fleste jordskjelv. De tektoniske platene som utgjør skorpen beveger seg i forhold til hverandre, kolliderer, divergerer og konvergerer. På steder med forkastninger, der plategrenser passerer og en kompresjons- eller strekkkraft oppstår, akkumuleres tektonisk spenning. Når den vokser, fører den før eller senere til ødeleggelse og forskyvning av bergarter, som et resultat av at seismiske bølger blir født.

Vertikale bevegelser fører til dannelse av feil eller heving av bergarter. Dessuten kan forskyvningen av platene være ubetydelig og utgjøre bare noen få centimeter, men mengden energi som frigjøres i dette tilfellet er nok til å forårsake alvorlig ødeleggelse på overflaten. Spor av slike prosesser på jorden er veldig merkbare. Dette kan for eksempel være forskyvninger av en del av feltet i forhold til en annen, dype sprekker og svikt.

Under vannsøylen

Årsakene til jordskjelv på havbunnen er de samme som på land - bevegelser litosfæriske plater. Konsekvensene deres for mennesker er noe forskjellige. Svært ofte forårsaker forskyvningen av oseaniske plater en tsunami. Etter å ha sin opprinnelse over episenteret, får bølgen gradvis høyde og når ofte ti meter, og noen ganger femti, nær kysten.

I følge statistikk rammer over 80 % av tsunamiene Stillehavets kyster. I dag er det mange tjenester i seismiske soner som jobber med å forutsi forekomst og spredning av destruktive bølger og varsler befolkningen om faren. Imidlertid har folk fortsatt liten beskyttelse mot slike naturkatastrofer. Eksempler på jordskjelv og tsunamier i begynnelsen av vårt århundre er en ytterligere bekreftelse på dette.

Vulkaner

Når det kommer til jordskjelv, dukker det uunngåelig opp bilder av et utbrudd av varm magma som du en gang så i hodet ditt. Og dette er ikke overraskende: de to naturfenomenene henger sammen. Årsaken til jordskjelvet kan være vulkansk aktivitet. Innholdet i ildfjellene utøver press på jordoverflaten. I løpet av den noen ganger ganske lange perioden med forberedelse til et utbrudd, oppstår periodiske hendelser og damphendelser som genererer seismiske bølger. Trykket på overflaten skaper en såkalt vulkansk tremor (risting). Den består av en rekke små bakkeskjelvinger.

Årsaken til jordskjelv er prosesser som skjer i tarmen som aktive vulkaner, og gikk ut. I sistnevnte tilfelle er de et tegn på at det frosne fjellet av ild ennå kan våkne. Vulkanforskere bruker ofte mikrojordskjelv for å forutsi utbrudd.

I mange tilfeller kan det være vanskelig å entydig klassifisere et jordskjelv som tektonisk eller vulkansk. Tegnene på sistnevnte er plasseringen av episenteret i nærhet fra vulkanen og en relativt liten størrelsesorden.

Kollapser

Et jordskjelv kan også være forårsaket av steinras. Skred og skred i fjellet oppstår som følge av ulike prosesser i tarmen og naturfenomener og menneskelig aktivitet. Tomrom og huler i bakken kan kollapse og generere seismiske bølger. Steinsprang er forårsaket av utilstrekkelig drenering av vann, noe som ødelegger tilsynelatende solide strukturer. Kollapsen kan også være forårsaket av et tektonisk jordskjelv. Sammenbruddet av en imponerende masse forårsaker mindre seismisk aktivitet.

Slike jordskjelv er preget av lav styrke. Vanligvis er volumet av kollapset berg ikke tilstrekkelig til å forårsake betydelige svingninger. Noen ganger fører imidlertid jordskjelv av denne typen til merkbare skader.

Klassifisering etter forekomstdybde

Hovedårsakene til jordskjelv er assosiert, som allerede nevnt, med ulike prosesser i planetens tarm. Et av alternativene for å klassifisere slike fenomener er basert på dybden av deres opprinnelse. Jordskjelv er delt inn i tre typer:

• Overflate - kilden ligger på en dybde på ikke mer enn 100 km; omtrent 51% av jordskjelvene tilhører denne typen.
• Middels - dybde varierer i området fra 100 til 300 km; kildene til 36% av jordskjelvene er lokalisert i dette segmentet.
• Dypfokus - under 300 km står denne typen for omtrent 13% av slike katastrofer.

Det mest betydelige jordskjelvet til havs av den tredje typen skjedde i Indonesia i 1996. Kilden var lokalisert på en dybde på over 600 km. Denne hendelsen tillot forskere å "opplyse" planetens indre til en betydelig dybde. For å studere strukturen til undergrunnen brukes nesten alle dypfokuserte jordskjelv som ikke er farlige for mennesker. Mye av dataene om jordens struktur ble hentet fra studiet av den såkalte Wadati-Benioff-sonen, som kan representeres som en buet skrå linje som indikerer stedet der en tektonisk plate setter seg under en annen.

Antropogen faktor

Naturen til jordskjelv har endret seg noe siden begynnelsen av utviklingen av menneskelig teknisk kunnskap. I tillegg til naturlige årsaker som forårsaker skjelvinger og seismiske bølger, dukket det også opp kunstige. Mennesket, som mestrer naturen og dens ressurser, samt øker teknisk kraft, gjennom sine aktiviteter kan provosere en naturkatastrofe. Årsakene til jordskjelv er underjordiske eksplosjoner, dannelse av store reservoarer og produksjon av store mengder olje og gass, som resulterer i tomrom under jorden.

Et av de ganske alvorlige problemene i denne forbindelse er jordskjelv som oppstår på grunn av opprettelse og fylling av reservoarer. Store volumer og vannmasser utøver press på undergrunnen og fører til endringer i den hydrostatiske likevekten i bergartene. Dessuten, jo høyere demningen dannes, desto større er sannsynligheten for forekomsten av såkalt indusert seismisk aktivitet.

På steder der jordskjelv oppstår på grunn av naturlige årsaker, overlapper menneskelig aktivitet ofte tektoniske prosesser og provoserer naturkatastrofer. Slike data pålegger selskaper som er involvert i utbyggingen av olje- og gassfelt et visst ansvar.

Konsekvenser

Kraftige jordskjelv forårsaker store ødeleggelser over store områder. Den katastrofale karakteren av konsekvensene avtar med avstanden fra episenteret. De farligste resultatene av ødeleggelse er ulike kollaps eller deformasjon av produksjonsanlegg knyttet til farlige kjemikalier, noe som fører til at de slippes ut i miljøet. Det samme kan sies om gravplasser og deponi for atomavfall. Seismisk aktivitet kan forårsake forurensning av store områder.

I tillegg til mange ødeleggelser i byer, har jordskjelv konsekvenser av en annen karakter. Seismiske bølger, som allerede nevnt, kan forårsake jordskred, gjørmestrømmer, flom og tsunamier. Soner etter jordskjelv naturkatastrofe endres ofte til det ugjenkjennelige. Dype sprekker og feil, utvasking av jord - disse og andre "transformasjoner" av landskapet fører til betydelige miljøendringer. De kan føre til død av flora og fauna i området. Dette tilrettelegges av ulike gasser og metallforbindelser som kommer fra dype forkastninger, og rett og slett ved ødeleggelse av hele deler av habitatet.

Sterk og svak

Den mest imponerende ødeleggelsen gjenstår etter megajordskjelv. De er preget av en styrke større enn 8,5. Slike katastrofer er heldigvis ekstremt sjeldne. Som et resultat av lignende jordskjelv i en fjern fortid ble det dannet noen innsjøer og elveleier. Et pittoresk eksempel på "aktiviteten" til en naturkatastrofe er Gek-Gol-sjøen i Aserbajdsjan.

Svake jordskjelv er en skjult trussel. Som regel er det svært vanskelig å finne ut om sannsynligheten for at de forekommer på bakken, mens fenomener av mer imponerende omfang alltid etterlater identifikasjonsmerker. Derfor er alle industri- og boliganlegg nær seismisk aktive soner truet. Slike bygninger inkluderer for eksempel mange atomkraftverk og kraftverk i USA, samt deponeringsplasser for radioaktivt og giftig avfall.

Jordskjelvområder

Den ujevne fordelingen av seismisk farlige soner på verdenskartet er også forbundet med særegenhetene ved årsakene til naturkatastrofer. I Stillehavet er det et seismisk belte som, på en eller annen måte, er forbundet med en imponerende del av jordskjelv. Det inkluderer Indonesia, vestkysten Sentral- og Sør-Amerika, Japan, Island, Kamchatka, Hawaii, Filippinene, Kuriløyene og Alaska. Det nest mest aktive beltet er det eurasiske: Pyreneene, Kaukasus, Tibet, Apenninene, Himalaya, Altai, Pamir og Balkan.

Jordskjelvkartet er fullt av andre potensielle faresoner. Alle av dem er assosiert med steder med tektonisk aktivitet, hvor det er stor sannsynlighet for kollisjon av litosfæriske plater, eller med vulkaner.

Det russiske jordskjelvkartet er også fullt av et tilstrekkelig antall potensielle og aktive kilder. Mest farlige områder i denne forstand er dette Kamchatka, Øst-Sibir, Kaukasus, Altai, Sakhalin og Kurileøyene. Det mest ødeleggende jordskjelvet de siste årene i vårt land skjedde på Sakhalin-øya i 1995. Da var intensiteten på naturkatastrofen nesten åtte poeng. Katastrofen førte til ødeleggelsen av en stor del av Neftegorsk.

Den enorme faren for en naturkatastrofe og umuligheten av å forhindre den, tvinger forskere over hele verden til å studere jordskjelv i detalj: årsaker og konsekvenser, "identifisering" av tegn og prognosemuligheter. Det er interessant at teknisk fremgang på den ene siden bidrar til mer nøyaktig å forutsi truende hendelser, å oppdage de minste endringer i de indre prosessene på jorden, og på den annen side blir det også en kilde til ytterligere fare: ulykker kl. vannkraftverk og kjernekraftverk, på gruveanlegg, legges til overflateforkastninger, branner på arbeid som er forferdelige i omfang. Selve jordskjelvet er et like kontroversielt fenomen som vitenskapelig og teknologisk fremskritt: det er ødeleggende og farlig, men det indikerer at planeten er i live. Ifølge forskere vil et fullstendig opphør av vulkansk aktivitet og jordskjelv bety planetens død i geologiske termer. Differensieringen av interiøret vil bli fullført, drivstoffet som har varmet opp jordens indre i flere millioner år vil gå tom. Og det er fortsatt uklart om det vil være et sted for mennesker på planeten uten jordskjelv.

vibrasjoner av jorden forårsaket av plutselige endringer i tilstanden til planetens indre. Disse vibrasjonene er elastiske bølger som forplanter seg med høy hastighet gjennom bergmassen. De kraftigste jordskjelvene merkes noen ganger i avstander på mer enn 1500 km fra kilden og kan registreres av seismografer (spesielle høysensitive instrumenter) selv på den motsatte halvkule. Området der vibrasjoner oppstår kalles jordskjelvkilden, og dets projeksjon på jordoverflaten kalles jordskjelvepisenteret. Kildene til de fleste jordskjelv ligger i jordskorpen på ikke mer enn 16 km dyp, men i noen områder når kildene 700 km. Tusenvis av jordskjelv oppstår hver dag, men bare noen få av dem merkes av mennesker.

Omtaler av jordskjelv finnes i Bibelen, i avhandlingene til de gamle vitenskapsmennene Herodot, Plinius og Livius, så vel som i gamle kinesiske og japanske skriftlige kilder. Fram til 1800-tallet De fleste rapporter om jordskjelv inneholdt beskrivelser sterkt smaksatt med overtro og teorier basert på sparsomme og upålitelige observasjoner. A. Perry (Frankrike) startet en serie systematiske beskrivelser (kataloger) av jordskjelv i 1840. På 1850-tallet kompilerte R. Malle (Irland) en stor katalog over jordskjelv, og hans detaljerte rapport om jordskjelvet i Napoli i 1857 ble en av de første strengt vitenskapelige beskrivelsene av store jordskjelv.

Richter G.F. Elementær seismologi. M., 1963
Rikitake T. Forutsigelse av jordskjelv. M., 1975
Seismisk skala og metoder for måling av seismisk aktivitet. M., 1975

Finn "jordskjelv" på

Jordskjelv er skjelvinger og vibrasjoner av jordoverflaten forårsaket av naturlige årsaker (hovedsakelig tektoniske prosesser) eller kunstige prosesser (eksplosjoner, fylling av reservoarer, kollaps av underjordiske hulrom i gruvedrift). Jordskjelv er hovedsakelig forårsaket av seismiske prosesser. Årsaken til jordskjelvet er forskyvning av stein langs en forkastning. Jo større "gjenopplivet" forkastningen, desto større er styrken på jordskjelvet. Maksimal feil er begrenset til den største plisserte belter Lander - Stillehavet og Middelhavet. Det lengste beltet med ødeleggende jordskjelv ligger langs periferien av Stillehavet. Jordskjelv med en styrke større enn 7,5 forekommer oftest innenfor dens grenser. Det store flertallet av de kraftigste tsunamiene er begrenset til denne sonen, siden episentrene veldig ofte ligger på havbunnen.
Den andre sterkt seismiske sonen - Middelhavsbeltet - krysser det eurasiske kontinentet i sublatitudinal retning. Den starter utenfor kysten av Atlanterhavet (Portugal, Spania), dekker hele Middelhavet og Sør-Europa, og fortsetter gjennom høylandet i Sentral-Asia helt til Stillehavet.
Det tredje største seismikkbeltet oppsto for bare 5-10 millioner år siden. Dette beltet strekker seg langs Øst Afrika til Rødehavet og videre til Pamirs, Tien Shan, Baikalsjøen og Stanovoy Range. Mest av den passerer langs eldgamle plattformer (afrikansk, sibirsk). Seismisk aktivitet er svært høy innenfor dette nydannede beltet.
Omtrent en million jordskjelv forekommer over hele jorden hvert år, men de fleste er så små at de ikke blir lagt merke til. Men omtrent ett jordskjelv per år er større enn magnituden 8,0; 10 - styrke 7,0-7,9; 100 - styrke 6,0-6,9; 1000 - styrke 5,0-5,9. Slike jordskjelv kan forårsake ødeleggelse på jordoverflaten og føre til tap av liv, spesielt hvis kilden til jordskjelvet er i et tett befolket område. Ødeleggelse av bygninger og strukturer er forårsaket av vibrasjoner av jordskorpen eller gigantiske tsunamibølger som oppstår under seismiske forskyvninger på havbunnen.
Seismiske bølger generert av jordskjelv forplanter seg i alle retninger fra kilden som lydbølger. Punktet der steinbevegelsen begynner kalles fokus, kilde eller hyposenter, og punktet på jordoverflaten over kilden er episenteret for jordskjelvet. Sjokkbølger forplanter seg i alle retninger fra kilden; når de beveger seg bort fra den, reduseres intensiteten. For å måle styrken til et jordskjelv brukes to skalaer: en for å måle intensitet og den andre for å måle styrke