Эйби Дж. А.Землетрясения / перевод с англ. Б. Г. Слепцова, Н. М. Хайме; редактор перевода И. С. Комаров. – М.: Недра,   1982.  – 264 с.

Изучать землетрясения — это не значит собирать старые рассказы о разрушениях и опустошениях или делать газетную сенсацию из сообщений о постигших людей бедствиях. Земле­трясения — важная составная часть окружающей нас среды, и ни один район земного шара нельзя считать полностью от них избавленным. Сейсмологи работают во всех развитых, а также во многих развивающихся странах. Прежде всего они интересу­ются тем, почему и как происходят землетрясения, но этим предмет сейсмологии не ограничивается. Изучая волны, прохо­дящие через Землю при землетрясениях, ученый способен вос­создать существенные детали ее внутреннего строения. Разра­ботанные для такого изучения методы оказались полезными также при поисках нефти и других полезных ископаемых. В странах, где землетрясения происходят часто, возникают важ­ные социальные и экономические проблемы; специальные за­дачи должны решать архитекторы и инженеры. Таким образом, сейсмология служит как практической деятельности человека, так и познанию фундаментальных законов природы.

Сейсмология принадлежит к числу молодых наук. Меньше века прошло с тех пор, как были получены первые удовлетвори­тельные записи колебаний земли; начало же работы эффектив­ной мировой системы сейсмостанций относится к гораздо более позднему сроку. Даже сегодня в этой системе остаются серьез­ные пробелы; слабые толчки можно детально изучать лишь в некоторых районах. Одним из таких районов является Новая Зеландия. Поскольку автор — житель этой страны, к ней отно­сятся многие из обсуждаемых в книге примеров; тем не менее другие страны не обойдены вниманием. Читателю полезно иметь под рукой атлас, причем желательно, чтобы на картах были четко показаны высотные отметки суши и глубины морей. В приложении (см. Землетрясения Новой Зеландии) приводится карта Новой Зеландии, содержащая большинство упоминаемых в книге географических названий. Сейсмология — интернацио­нальная наука, область ее действия — вся Земля. Наивно было бы думать, что чьи-либо местные обычаи могут стать всеоб­щими правилами.

Сейсмология—это часть более широкой науки — геофизики, возникшей как пересечение и связующее звено двух более ста­рых наук — геологии и физики. Геология в широком смысле слова занимается всесторонним изучением Земли, однако в настоящее время ее предметом, как правило, считают преимуще­ственно описательное изучение происхождения и свойств горных пород и содержащихся в них ископаемых, а также преобразо­ваний земной поверхности под воздействием природных сил. Физика изучает материю во всех ее формах, ее поведение под воздействием высоких температур, давления, электричества и других сил. В сферу действия геофизики попадают, таким обра­зом, разделы геологии, связанные с физическими измерениями и расчетами, и разделы физики, рассматривающие Землю и ее атмосферу.

Посетителей сейсмологических станций, как правило, вна­чале постигает разочарование. Поскольку приборы чувстви­тельны к сотрясениям, доступ к ним разрешен лишь самым по­четным гостям. Приборы спрятаны от сквозняков под тяжелыми колпаками; так как сейсмограммы изготовляются фотографиче­ским способом, самописцы держат в тусклом красном свете; ни­какой особой деятельности вообще не заметно. В помещениях наверху служащие завалены сейсмограммами, покрытыми из­вилистыми линиями. Деятельность служащих, на первый взгляд, состоит в нанесении пометок на эти графики, занесении сведений в «гроссбухи» и подготовке лент для ЭВМ. Кажется, что невозможно иметь дело с таким внезапным явлением, как землетрясение. Впечатление производят не сами приборы и сей­смограммы, а их назначение и содержание. После беседы со служащими посетители,  как правило, бывают удовлетворены.

Эту книгу я предназначил именно таким людям — обычным посетителям сейсмостанций. Большинство из них хочет больше узнать о землетрясении, которое они пережили, о сейсмическом риске в том месте, где они живут, или о землетрясениях про­шлых лет. Она предназначена также тем сотням добровольных наблюдателей, которые сообщают нам о длительности и интен­сивности ощущаемых ими толчков. В этой книге они найдут до­ступное объяснение того, как используются их наблюдения и как они сочетаются с другими видами сейсмических исследова­ний. Надеюсь, что среди читателей будут и те, кто никогда не ощущал ни малейших сейсмических сотрясений и не рассчиты­вают их ощутить. Природа и причины землетрясений, внутрен­нее строение земного шара, на котором мы живем, и поведение сооружений при землетрясениях — все эти вопросы должны ин­тересовать каждого, кто наделен обычной человеческой любо­знательностью.

Хотя эта книга не относится к технической литературе, я со всей возможной тщательностью следил за технической строго­стью изложения. Я постарался отделить субъективные сужде­ния от фактов, не избегая и тех вопросов, по которым мнения специалистов расходятся. Опустить их значило бы лишить чи­тателя именно того, что побуждает человека стать сейсмо­логом.

Хоть ветра не было, Дрожал в шкафу фарфор.

Александр Поп. Похищение локона.

Есть люди, уверяющие, что они никогда не ощущают земле­трясений. Это целиком и полностью зависит от их местожитель­ства, занятий и от характера сотрясений. В одних районах зем­ного шара землетрясения бывают часто; в других они не проис­ходят почти никогда. Самые слабые толчки можно принять за сотрясения от проезжающего грузовика или от порыва ветра; самые сильные могут вызвать разрушение строений, дорог и мо­стов, срыв оползней; на море могут подняться огромные волны, которые обрушиваются на сушу и довершают начатое землетря­сением разрушение.

Еще в 18 в. Джон Мичелл пришел к выводу, что сотрясения Земли происходят вследствие прохождения через земную толщу упругих волн. Если проследить их путь назад до места их по­рождения, то можно установить причину возмущения. Очевидно, что для этого нужно осмотреть пораженную территорию, изу­чить повреждения и опросить свидетелей; тем не менее первая серьезная попытка развить идеи Мичелла была сделана лишь почти через два столетия.

Началом современной сейсмологии считается появление в 1862 г. красочно иллюстрированного двухтомника под назва­нием: «Великое неаполитанское землетрясение 1857 года: ос­новные принципы сейсмологических наблюдений». Это была ра­бота ирландского инженера Роберта Маллета, совершившего экспедицию в Италию при поддержке Королевского общества. Маллет составил карту пораженной территории; разделив ее на четыре зоны. В первой зоне населенные пункты были уничто­жены полностью; во второй были разрушены крупные строения и имелись человеческие жертвы; в третьей имели место лишь небольшие повреждения и не было несчастных случаев; нако­нец, в четвертой не было отмечено повреждений, хотя толчок и ощущался. Введенные Маллетом четыре категории состав­ляют первую примитивную шкалу интенсивности землетрясений.

Такая классификация была, безусловно, необходима. За год-два до своего путешествия в Италию Маллет получил письмо от своего коллеги из Новой Зеландии, в котором описывалось зем­летрясение на юго-западе Уайрарапы в 1855 г.:

"Дом... испытал весьма неожиданное сотрясение, которое явно не пре­кращалось и сопровождалось ужасным шумом. Я моментально вскочил и бросился бежать в сад так быстро, как это позволяли сильные колебания; при этом сила колебаний возрастала, они сопровождались грохотом, похожим на близкую стрельбу большого числа пушек одновременно, и тучами грязной пыли из падающих дымовых труб. Вначале, пока я бежал в сад,— примерно в течение 25 секунд — колебания носили характер резких рывков взад-впе­ред в северо-восточном и юго-западном направлениях; затем последовали бо­лее короткие и быстрые нарастающие колебания в перпендикулярном направ­лении, влившиеся примерно такое же время, и остававшиеся строго в горизон­тальной плоскости. Затем оба вида колебаний продолжались в виде вихревого движения, очень похожего на то, которое ощущается а тряском вагоне на плохо уложенном железнодорожном полотне при очень большой скорости, когда человека кидает из стороны в сторону. Все это сопровождалось ощути­мыми толчками вверх.."

В письме приводится еще много деталей, свидетельствую­щих о наблюдательности и аналитических способностях автора и его редком хладнокровии.

Сейсмические движения сложны, но поддаются классифика­ции. Не составляет труда также уточнить оценки интенсивно­сти по сравнению с четырьмя градациями сотрясений, использо­вавшимися для карты Маллета. При составлении шкал интен­сивности было проявлено много изобретательности. Одной из первых широко применявшихся шкал была разработанная в Швейцарии и Италии в конце прошлого века шкала Росси — Фореля, в которой описывались десять степеней сотрясения. В большинстве современных шкал их двенадцать, и, по-види­мому, это максимальное число градаций, которые можно на­дежно различать между собой. На сегодняшний день в англо­язычных странах наиболее широко распространена модифици­рованная шкала Меркалли (ММ). В нее включены градации начиная от едва ощутимого толчка (ММ I) до поистине ужа­сающих разрушений (ММ XII). В основу положены бытовые последствия землетрясений, различить которые нетрудно даже неопытному наблюдателю (рис. 1, 2).

В последние годы предприняты попытки ввести международ­ную шкалу, известную под названием шкалы MSK (по фами­лиям инициаторов разработки Медведева, Спонейера и Карника). Эта шкала удачна, однако при наличии нескольких критериев для одной и той же интенсивности возникает необходимость устанавливать их эквивалентность. Для сейсмических наблюде­ний в Австралии, где одну из степеней сотрясения сравнивают с тем, «как лошадь трется о столб веранды», будет малопри­годным широко употребляемое в Европе описание: «Начинают звонить церковные колокола». Европейцам, в свою очередь, будет трудно определить, может ли ощущаемый ими толчок опрокинуть каменный фонарь, фигурирующий в японских шка­лах. Понятие «обычное крепко стоящее строение» будет иметь различные значения в Сан-Франциско и в сельских районах Ирана.

Следует подчеркнуть, что шкалы интенсивности не име­ют никакого отношения к ин­струментальным измерениям. Они позволяют свидетелю в удобном виде обобщить свои ощущения и наблюдения, так что их можно сравнить с тем, что произошло в других мес­тах или при другом землетря­сении. Было бы ошибкой счи­тать этот метод лишь истори­ческим курьезом. Никакая сейсмическая станция не спо­собна расставить приборы в количестве, сравнимом с чис­лом живых свидетелей или строений. Связь между место­положением толчка, опреде­ленным сейсмологом на стан­ции, с его последствиями можно установить также лишь путем наблюдений на мест­ности.

Поскольку территория, на которой ощущается даже уме­ренное землетрясение, может измеряться сотней километров в поперечнике, а сильный толчок может ощущаться за тысячу и более километров, полевые исследования обычно включают рас­сылку вопросников по почте. В них просят указать дату и время толчка, оценить длительность и направление колебаний, уточнить, какие звуки были слышны, какие предметы передви­гались и какие повреждения были обнаружены. Это позволяет сотрудникам сейсмостанции определить интенсивность колеба­ний. Точность собираемой информации различна. В частности, лишь немногие люди имеют точное ощущение длительности се­кунды, поэтому для толчка, длившегося менее 1 мин, иногда может быть указана длительность в 10 мин и более. Миссио­нер-иезуит, сообщивший, что толчок длился «столько же, сколько занимает чтение «Отче наш», или чуть больше» (~25 с), должен считаться исключительно надежным наблюда­телем.

Там, где толчки происходят часто, имеет смысл создавать постоянные группы наблюдателей. Например, на всей террито­рии Новой Зеландии работает сеть наблюдателей-добровольцев, живущих на расстоянии 40—50 км друг от друга; эта сеть охва­тывает также некоторые острова южной части Тихого океана.

Среди этих добровольцев — почтовые служащие, смот­рители маяков и заповед­ников, а также частные лица. От них на сейсмостанцию Веллингтона в среднем два раза в неделю посту­пают сообщения о земле­трясениях.

После сбора сообщений о подземном толчке оцени­ваются и наносятся на карту интенсивности сотря­сений (рис. 3). Затем про­водятся линии, соединяю­щие территории с одной и той же интенсивностью. Эти линии называются изосейсмами.

Если бы Земля имела повсеместно одно и то же строение, то можно было бы ожидать, что энергия распространяется от источ­ника — очага землетрясе­ния равномерно по всем на­правлениям и что район наиболее сильных сотрясе­ний находится в эпицентре — точке на земной поверхности, расположенной непосредственно над очагом. Изосейсмы пред­ставляли бы собой множество концентрических окружностей, причем интенсивность убывала бы постепенно и равномерно во все стороны по мере удаления от эпицентра. Иногда так и происходит. Тогда местоположение эпицентра может быть определено по направлению, в котором перемещались предметы, и по ориентировке трещин в поврежденных зданиях. Чаще воз­никают нарушения, связанные с распространением слабых грун­тов и особенностями геологического строения недр.

На несвязных грунтах типа рыхлых галечников интенсив­ность колебаний возрастает (мы еще вернемся к этой теме при рассмотрении вопросов инженерной сейсмологии). Глубинная геология часто такова, что изосейсмы превращаются из окруж­ностей в эллипсы. Иногда это происходит из-за влияния геоло­гического строения на механизм землетрясения, в результате чего в одних направлениях выделяется больше энергии, чем в других. Чаще, однако, это связано с тем, что упругие волны легче распространяются вдоль осей структурных складок и раз­рывов, чем в перпендикулярных направлениях.

Важнейшим фактором, влияющим на вид изосейст, является глубина очага землетрясения. Неглубокий толчок может ощу­щаться на небольшой территории как сильный, но на больших расстояниях его последствия незаметны. От глубокого толчка происходят более умеренные сотрясения, но на гораздо большей площади. Из рис. 4 становится ясно, почему это происходит. Для неглубоких толчков оценки глубины очага по изосейсмам иногда бывают лучше, чем инструментальные оценки, особенно при малом числе регистрирующих станций вблизи эпицентра. С другой стороны, вид изосейст от глубоких толчков обычно сильно искажается по причинам, которые обсуждаются в одной из следующих глав. Они могут быть смещены настолько, что эпицентр окажется за пределами пораженной территории.

Землетрясения могут ощущаться не только на суше, но и на кораблях в открытом море, хотя по-другому. Как правило, здесь ощущается единственный толчок вверх, как будто корабль наткнулся на подводное препятствие. Объясняется это тем, что жидкости пропускают лишь некоторые типы волн, проходящих через землю. Переходя из земли в воду на океанском дне, эти волны приобретают строго вертикальное направление. О раз­личных типах волн будет говориться ниже. Сейсмические волны на воде обычно незаметны в открытом океане, однако в при­брежных водах и гаванях они могут нанести серьезный ущерб.

Наиболее полезную информацию о землетрясениях дают по­левые наблюдения и обследование причиненных им разруше­ний, но для точного определения положения очага землетрясе­ния и понимания механизма этого явления необходимо рас­полагать также инструментальными наблюдениями. Поэтому в течение полувека после Маллета история изучения землетря­сений сводилась к поискам подходящего регистрирующего при­бора и попыткам разобраться в получаемых кривых.

Перст-летописец пишет хронику былого, Не слушая ни доброго, ни злого.

Э.   Фицджеральд.   Рубайят   Омара   Хайяма.

Запись колебаний земли при землетрясениях — непростое дело. Первая трудность состоит в том, чтобы найти неподвиж­ную точку в условиях, когда все, что связано с Землей, колеб­лется вместе с ней. Сейсмологи выбрали метод, использующий инерцию — тенденцию тяжелых тел сохранять состояние покоя. Подвешенный груз стремится остаться на месте при движении точки подвеса. Если будет найден способ записи движения груза относительно точки подвеса, то мы получим примитивный сейсмограф. Основным недостатком такого устройства является то, что груз в конце концов последует за движущимся подвесом, а когда последний остановится, будет продолжать качаться. Даже простейшее движение точки подвеса превратится в весьма сложное движение груза, и для точной расшифровки записи по­требуются немалое умение и опыт. При сложных же движениях точки   подвеса   расшифровка   становится   почти   невозможной.

Науку движет вперед сочетание теории и эксперимента. Нам будет легче понять принцип работы сейсмографа, если мы сами проведем несложный эксперимент. Возьмите веревку длиной около метра и привяжите к одному ее концу небольшой, но до­статочно тяжелый груз. Возьмите другой конец и поднимите груз так, чтобы он не касался пола. Начните двигать рукой очень медленно взад и вперед. Груз будет следовать за ней без раскачивания, т. е. не будет двигаться относительно руки. Если увеличить скорость возвратно-поступательного движения, груз начнет раскачиваться все сильнее и сильнее. Если менять на­правление движения руки примерно каждую секунду, качание груза будет очень сильным даже при небольших перемещениях руки. Это означает, что собственный период качания маятника и период колебаний руки совпадают. При этих условиях, оче­видно, маятник дает большое увеличение колебаний руке; если же рука остановится, то он будет продолжать качаться, произ­водя ложную запись. Остановите груз, а затем попробуйте резко и быстро подергать рукой взад-вперед. Груз останется почти неподвижным, хотя рука движется относительно него. В этом случае мы очень близки к тем условиям, которые нужны для записи движения точки подвеса при землетрясении. Оста­ются два неудобства. Увеличение колебании очень мало. Если же   нужно   измерить   медленные   сейсмические   колебания, то потребуется маятник с очень большим собственным периодом. На рис. 5 приведены фотографии описанного выше экспери­мента, но читателю советуем воспроизвести его самому.

Здания и другие сооружения, связанные с землей, реагируют на землетрясения подобным же образом, что обуславливает важность полученных результатов. Следовательно:

1.  Если период колебания точки   подвеса   намного   больше собственного периода маятника, то груз следует за подвесом и увеличение колебаний равно нулю.

2.  Если период колебания точки подвеса совпадает с собст­венным периодом маятника, то увеличение очень велико.

3.  Если период колебаний точки подвеса мал по сравнению с   собственным   периодом   маятника, то  увеличение   примерно равно единице.

Постараемся применить эти результаты к конструированию простого сейсмографа. Основной задачей является выбор для прибора подходящего собственного периода колебаний. Если он будет больше периода колебаний земли, которые требуется ре­гистрировать, получим вполне достоверные записи колебаний земли, но вряд ли добьемся какого-либо их увеличения. Если периоды окажутся примерно одинаковыми, то получим большое увеличение, но поскольку землетрясение заставит маятник при­бора раскачиваться, значительная часть записи будет обуслов­лена поведением маятника, а не земли.

Легче всего достичь нужного результата, обеспечив маят­нику тем или иным способом возможность затухания. Затуха­ние — это торможение, в результате которого любой качаю­щийся предмет в конце концов останавливается. Обычно оно связано с сопротивлением воздуха и трением в точке опоры. По­скольку в рассматриваемом случае маятник должен останавли­ваться как можно быстрее, необходимо усилить естественное затухание. Этого можно достичь, прикрепив к маятнику пла­стинку, которая увеличивает сопротивление воздуха или же пе­ремещается в ванночке с жидким маслом.

В более сложных приборах пластинка изготовляется из меди или алюминия и помещается между полюсами сильного магнита. Вихревые токи, возникающие при ее движении, также вызывают эффект затухания, не подверженный влиянию измене­ний температуры, атмосферного давления и влажности. Вели­чину затухания часто доводят до критической, когда отклонен­ный маятник возвращается в исходное положение без до­полнительных колебаний. На рис. 6 показано, как влияет изменение величины затухания на увеличение колебаний. Маятник с критической величиной затухания дает вполне до­стоверную картину колебаний земли в достаточно широком диапазоне периодов. Выбрав подходящую величину затухания и собственный период колебаний маятника, можно сконструи­ровать сейсмограф, пригодный для изучения большинства ин­тересующих нас проблем.

Поскольку для повышения достоверности записи приходится жертвовать увеличением колебаний, сейсмографы обычно осна­щаются механизмом, увеличивающим колебания маятника пе­ред их записью. В первых приборах использовались рычаги. На конце последнего рычага закрепляли перо, оставлявшее отметки на барабане, покрытом закопченной бумагой, и обеспечивавшее непрерывную запись. После обработки таких записей раствором шеллака в метилированном спирте они становились четкими и пригодными для длительного использования. Приборы такого рода до сих пор применяются для записи сильных землетрясе­ний, однако для получения больших увеличений они не очень удобны. Сила трения пера оказывает обратное действие на груз через рычаги, и если масса груза не очень велика, то это влия­ние искажает колебания. В Европе конструировались сейсмо­графы с подвешенными грузами массой до 20 т. На рис. 7 изо­бражены два сейсмографа: 1) сейсмограф Омори — это класси­ческий горизонтальный маятник с массой груза в несколько килограммов, периодом в несколько секунд и увеличением по­рядка 100; 2) сейсмограф Вихерта, регистрирующий обе гори­зонтальные компоненты; грузом является бак, содержащий 17 т железной руды, период колебания равен ~ 1 с. Естественно, что помещения для таких приборов и их установка требуют больших затрат.  Возникают и  чисто  механические трудности: увеличивающие колебания рычаги должны быть одновременно прочными и легкими, а способ их соединения должен исклю­чать возможность «мертвого хода».

В более современных приборах в качестве прямого или про­межуточного метода используется фотозапись. Прямой способ заключается в том, что к маятнику прикрепляется маленькое зеркальце, а отражаемый им луч света падает на светочувстви­тельную бумагу, обернутую вокруг барабана. Каждый школь­ник, игравший с осколком зеркала в солнечный день, знает, что малейшее движение зеркала приводит к очень большому сме­щению отражаемого им «зайчика». Таким образом, можно уве­личить и записать колебания маятника, избежав дополнитель­ного трения и помех от рычагов. По мере вращения барабана колебания светового блика превращаются в темную линию на белом фоне бумаги.

Хотя прямой способ в настоящее время является далеко не устаревшим, наиболее широко применяется, по-видимому, про­межуточная запись. Приборы, в которых используется промежуточная запись, называются электромагнитными сейсмографами. В них на маятнике укреплена небольшая индукционная ка­тушка, которая может качаться между полюсами магнита, вмон­тированного в корпус прибора. При движении катушки возни­кает ток, проходящий через гальванометр — чувствительный датчик с зеркальцем вместо стрелки. Колебания зеркальца галь­ванометра записываются на фотобумагу точно так же, как и колебания маятника при прямом способе. На первый взгляд, этот прибор неоправданно усложнен дополнительными приспо­соблениями; однако он имеет большие преимущества. Во-пер­вых, часть прибора, чувствительная к колебаниям земли, может быть удалена от барабана; значит, на нее будут в меньшей сте­пени влиять посещения оператора. Во-вторых, электрические токи легко поддаются контролю, их можно усиливать, ослаб­лять и преобразовывать разными способами для специальных целей. К достоинствам электромагнитных сейсмографов отно­сится и то, что с ними можно работать при дневном свете и что они нечувствительны к наклону поверхности. При использова­нии сейсмографов с механической или прямой записью слабый наклон земли приводит к смещению нулевого положения свето­вого блика; поэтому расстояния между трассами на сейсмо­грамме становятся неравномерными. При сильном наклоне трассы перекрываются, что затрудняет чтение записей. В элек­тромагнитном приборе величина возникающего тока зависит от скорости перемещения катушки, поэтому медленные колебания не дают заметного эффекта.

До последнего времени сейсмологи-наблюдатели избегали пользоваться электронным оборудованием. Простой гальвано­метр, непосредственно соединенный с сейсмометром, давал уве­личение колебаний, достаточное для решения большинства за­дач. Ламповые усилители были неточны и ненадежны, с трудом поддавались калибровке, потребляли много электроэнергии. Положение заметно изменилось с момента изобретения транзи­сторов и печатных схем. Сейсмометры стали меньше; усилитель потреблял меньшую мощность, чем гальванометр, а его выход­ная мощность была достаточной для перемещения пера при до­вольно большом его трении о бумагу. Вновь стала использо­ваться закопченная бумага, на которой получался очень тонкий равномерный след. Этот способ особенно полезен в портативном оборудовании, поскольку в полевых условиях нельзя осущест­вить удовлетворительную фотографическую обработку. В ста­ционарных условиях для получения записей при дневном свете используются самописцы, пишущие либо нагретым пером на термочувствительной бумаге, либо чернилами, которые посту­пают по тонкому капиллярному каналу. С их помощью можно без дополнительной обработки получать информацию для пре­дупреждений о цунами. Потребности в энергии при этом пора­зительно малы и удовлетворяются обычными батареями.

В дополнение к этому Можно увеличить расстояние между сейсмоприемником и регистратором, используя радиосвязь. Это расстояние можно легко довести до нескольких десятков кило­метров. Операторы уже не должны страдать от того, что самые спокойные точки находятся обычно в наименее удобных местах. Можно подсоединить всю сеть сейсмометров к одному пункту записи, упростив тем самым решение проблем синхронизации и уменьшив необходимое число операторов. Такие сети работают в Калифорнии и Новой Зеландии, и их число постоянно растет.

Прежде чем описать некоторые из применяющихся сейсмо­графов, следует упомянуть о менее, казалось бы, важной части оборудования — барабане самописца. Сейсмограф состоит из двух одинаково важных частей — сейсмометра, чувствительного к Колебаниям земли, и самописца, который фиксирует его по­казания. Можно подумать, что самописец настолько прост, что о нем не стоит и говорить. Он состоит из барабана диаметром примерно 30 см и такой же высоты, снабженного мотором, ко­торый вращает его обычно со скоростью два или четыре обо­рота в час, и винтовым устройством, медленно перемещающим его вдоль оси так, чтобы последовательные трассы не перекры­вались. Очень трудно сохранять постоянными малые скорости; серьезную роль играют даже небольшие неполадки в меха­низме. Если барабан неточно сбалансирован, он будет то и дело обгонять мотор, а потом ждать, когда тот его снова догонит. Поскольку сейсмологам зачастую нужно определить момент прихода волны с точностью до десятых долей секунды, нельзя пользоваться мотором с обычным часовым механизмом: часовой спуск перемещает стрелки толчками с интервалами в 0,2 или даже 0,5 с.

Максимальная равномерность достигается с помощью син­хронного двигателя, приводимого в движение электрическим то­ком тщательно контролируемой частоты. Иногда используется питание от сети, но в настоящее время на большинстве станций для отсчета времени применяются очень точные электронные часы, с помощью которых можно получить более устойчивый ток для управления барабанами.

При использовании фотозаписи нужны также лампы. Си­стема линз направляет свет лампы на зеркальце сейсмометра и обеспечивает фокусировку отраженного луча на поверхности барабана в виде крошечного, но четко очерченного блика. Не­достаточная яркость и четкость блика сказывается на точности замеров времени, и тогда короткопериодные колебания разли­чаются с трудом.

В некоторой точке на пути светового луча расположен за­твор, который раз в минуту на мгновение закрывается с по­мощью точных часов, так что на записи появляется короткий пробел. Во многих приборах вместо затвора используется стек­лянная  призма, и световой луч не заслоняется, а отклоняется слегка в сторону, так что никакая часть записи не теряется. При сильных сейсмических колебаниях, однако, такие отметки вре­мени обнаружить трудно.

В качестве главной части сейсмографа с успехом использо­валось множество типов маятников (рис. 8—16), но все они от­личались размерами от того простого маятника, который мы рассматривали до сих пор. Длина маятника, совершающего одно колебание в секунду, равна примерно 1 м, что не совсем удобно. Им можно регистрировать местные землетрясения. Если же пытаться простым маятником регистрировать поверхностные волны от удаленных толчков с периодами от 20 до 100 с и бо­лее, то придется подвешивать его к вершине Эйфелевой башни.

На рис. 8 показаны некоторые из устройств, применявшихся для создания более компактных маятников с нужными перио­дами. Первые четыре из них чувствительны к горизонтальным движениям земли, последние два —к вертикальным. Читатели, видимо, сообразят, что устройства типа изображенных на рис. 8, а, б и г, будут чутко реагировать на колебания под пря­мым углом к плоскости чертежа, колебания же вдоль линии, соединяющей центр подвешенного груза с точкой подвеса, не будут оказывать на них никакого воздействия. Это свойство — достоинство, поскольку оно позволяет сейсмологу анализиро­вать природу приходящей волны и определять ее направление. Сейсмографы часто группируют: два—три горизонтальных, уста­новленных под прямым углом друг к другу (обычно один в на­правлении север—юг, другой — в направлении восток—запад), и вертикальный.

Упругие волны, порождаемые землетрясением, имеют очень широкий диапазон собственных периодов. На большинстве сейсмостанций стараются записать волны в диапазоне примерно от десятых долей секунды до 100 с. Можно регистрировать волны и с большими периодами, но для их записи требуется специаль­ная аппаратура.

Предел увеличения колебаний, которое можно использовать для заданной величины периода, определяется слабыми коле­баниями земли — микросейсмами. Они возникают все время, даже когда нет землетрясений. Если чувствительность сейсмо­графа достаточна для их регистрации, дальнейший рост увели­чения только запутывает записи. Микросейсмы наиболее рас­пространенного типа обладают периодами от 2 до 6 с, поэтому обычно устанавливают два комплекта сейсмографов: один для регистрации колебаний с периодами короче, чем у микросейсм, другой — для более длинных периодов. В очень спокойных ме­стах короткопериодные приборы могут работать с увеличениями до нескольких сот тысяч, увеличения же для длиннопериодных приборов редко превышают несколько тысяч. Странно, что именно длиннопериодные приборы оказываются наиболее по­лезными при записи отдаленных землетрясений. Это происходит потому, что волны с короткими периодами в большей степени поглощаются при их прохождении сквозь землю, так что лишь колебания с длинными периодами остаются достаточно интен­сивными для того, чтобы их можно было обнаружить на боль­ших расстояниях.

Вначале сейсмологи стремились сделать свои приборы как можно более чувствительными. Но менее чувствительные при­боры также находят важное применение. Инженеров особенно интересуют сильные колебания, происходящие вблизи эпицент­ров разрушительных землетрясений. Такие колебания, если и не повреждают чувствительные приборы, дают настолько запутан­ные записи, что их невозможно проинтерпретировать. Приборы для записи сильных колебаний с периодами в диапазоне инже­нерной значимости часто обладают увеличениями примерно от единицы до десяти. Таким образом, на хорошо оборудованных станциях имеются приборы с очень широким диапазоном пе­риодов и увеличений. Например, в Веллингтоне постоянно изу­чается 17 различных типов колебаний земли.

Для сейсмолога, имеющего склонность к технике, сейсмо­графы представляют такой же предмет увлечения, как и ста­ринные автомобили. Приступая к их описанию, необходимо побороть искушение и ограни­читься лишь достаточно полным изложением самого важного.

Если на станции имеется лишь один прибор, то обычно это вертикальный сейсмограф с коротким периодом. С его помощью получают хорошие записи мест­ных толчков, а также первых волн, приходящих от удаленных землетрясений. В современных условиях это электромагнитный прибор, чаще всего с фото­записью, реже связанный через усилитель с самописцем, снаб­женным чернильным или нагре­вающимся пером.

В 1930 г. д-р Гуго Беньофф сделал первый сейсмометр, кото­рый в диапазоне коротких волн обеспечивал увеличение 100 тыс. и более. Этот вертикальный сей­смометр показан на рис. 9 и 10. Цилиндрический груз массой 100 кг поддерживается пружи­ной, проходящей вдоль его оси внутри ствола и подвешенной на раме высотой около 1 м. Пло­ские металлические ограничители выше и ниже груза допускают его свободное перемещение вверх и вниз, но исключают горизонтальные колебания. Ниже груза смонтирован преобразователь, превращающий его колебания в электрический ток. Он состоит из нескольких катушек, кото­рые надеты на каркас из мягкого железа, движущийся вместе с грузом, и сильного постоянного магнита, прикрепленного к раме. При движении груза относительно рамы изменяется магнитный поток через катушки и генерируется ток, проходя­щий через гальванометр. Обычно используются два гальвано­метра: один с собственным периодом примерно четверть се­кунды, другой — с периодом 90 с и более; они связаны с раз­ными катушками и барабанами самописцев.

В горизонтальном сейсмометре (см. рис. 11) груз разделен на две части, расположенные по обе стороны от преобразователя, индукционное устройство помещено между ними. Здесь нет центральной пружины; ограничители создают возвратное уси­лие, достаточное для возвращения груза в среднее положение. Высокая чувствительность, простота и надежность приборов Беньоффа  обеспечили широкое  их применение.  Популярность этих приборов не проходит, хотя вскоре были предприняты по­пытки использовать их преимущества при создании более лег­ких и компактных сейсмометров.

Одну из наиболее успешных попыток такого рода предпри­нял д-р П. Л. Вилмор из Кембриджа. В его приборе (см. рис. 16) магнит преобразователя одновременно является грузом. Он ви­сит на плоских пружинах, которые могут быть сняты при необ­ходимости записать горизонтальные колебания. Геофоны, при­меняющиеся при сейсмической разведке, похожи по конструк­ции, но меньше и легче. Ток индуцируется в катушке, прикреп­ленной к раме. Все устройство помещается в водонепроницае­мую цилиндрическую коробку диаметром 16 см и высотой 33 см; оно весит менее 5 кг. Его можно поместить в неглубокую бето­нированную камеру или просто закопать, что значительно сни­жает стоимость размещения и установки приборов.

Приборы Вилмора широко используются в канадской и но­возеландской системах. Они пользуются большим спросом для полевых исследований вулканических сотрясений и афтершо-ков. Самым первым по-настоящему удобным прибором для записи местных землетрясений был, однако, механический кру­тильный сейсмограф Вуда—Андерсона, разработанный в Кали­форнии в конце 20-х годов. На основе записей, полученных спо-мощью этих приборов, проф. Рихтером была создана шкала магнитуд (см. главу 10). Устройство приборов показано на рис. 12.

«Тяжелым» грузом служит здесь крошечный медный ци­линдр не толще проволоки для изгороди и всего лишь около 25 мм длиной. Поскольку ему не нужно приводить в движение какой-либо механизм, его можно сделать небольшим и удобным. На верхней стороне цилиндра крепится зеркальце, и это уст­ройство надевается на тонкую вольфрамовую проволоку дли­ной приблизительно 20 см. Чуть выше и ниже груза проволока проходит через два небольших отверстия, смазанных касторо­вым маслом. Этим устраняется возможность вибрации прово­локи наподобие скрипичной струны, и единственным возможным движением груза остается вращение вокруг проволоки. По обе стороны от груза расположены полюса магнита, обеспечиваю­щего затухание с помощью вихревых токов. В различных мо­делях прибора магнит устроен по-разному, но его всегда можно перемещать вверх и вниз. Правильно выбрав длину части ци­линдра, помещающейся между полюсами магнита, можно при­дать затуханию критическое значение. Увеличение этого сейсмо­графа равно примерно 3000, период — чуть больше 0,75 с.

Хорошие короткопериодные сейсмографы появились сравни­тельно поздно. Отчасти это произошло потому, что их конструк­ция несколько сложнее, отчасти же потому, что страны, в кото­рых в начале века развивалась геофизическая наука, не были подвержены разрушительным землетрясениям. Все же в 1889 г. фон Ребер и Пашвиц в Потсдаме зарегистрировали японское землетрясение с помощью маятника, предназначенного для изу­чения силы тяжести, после чего была осознана научная цен­ность таких записей. К 1900 г. было сконструировано несколько приборов с горизонтальным маятником, а Британская ассоциа­ция развития науки предприняла активные усилия по созданию мировой системы регистрации землетрясений.

В некоторых старых приборах использовалась фотозапись, в большинстве из них, однако, записи получались на закопчен­ной бумаге. Типичным представителем приборов этого типа яв­ляется сейсмограф Омори (см. рис. 7), который со времени его создания почти не изменился. С другой стороны, приборы с фотозаписью значительно совершенствовались. С появлением электромагнитных сейсмографов с записью через гальванометр фотозапись стала предпочтительней, и лишь изобретение на­дежных усилителей позволило вернуться к различным видам перьевой записи.

Первый электромагнитный сейсмограф был создан в 1906 г. в России князем Борисом Голицыным. Прибор Голицына был привлекателен тем, что из него можно было составлять согла­сованные комплекты, в которых вертикальный сейсмометр об­ладал тем же периодом, затуханием и увеличением, что и гори­зонтальный. Конструировать вертикальные сейсмометры и ра­ботать с ними всегда трудно. Единственный способ обеспечить грузу свободное движение вверх и вниз — это так или иначе подвесить его на пружине, а пружины обладают рядом не­удобств. Их длина и упругость меняются при колебаниях темпе­ратуры, а металл, из которого они сделаны, «ползет» по мере роста усталости. Использование специальных сплавов и уст­ройств температурной компенсации увеличивает сложность при­бора, а лучшие сейсмографы всегда были простыми.

Классический сейсмограф Голицына показан на рис. 15. Груз закреплен на стреле, имеющей вид треугольной фермы, один конец которой опирается на плоскую пружину; стрела держится в горизонтальном положении силой натяжения вертикальной спиральной пружины. Индукционная катушка и медная пла­стинка затухания перемещаются между двумя комплектами магнитов, смонтированных на другом конце стрелы. Меняя их положение, можно варьировать величину затухания и чувстви­тельность прибора. Обычно прибор работает с периодами 12 или 24 с и с увеличением в несколько сот раз.

Использование гальванометров с очень длинными перио­дами в сочетании с сейсмометрами Беньоффа привело к паде­нию популярности приборов голицынского типа, однако с изо­бретением в 50-х годах на сейсмостанции Ламонт сейсмометров Пресса—Юинга они вновь стали популярны. Принцип работы и общее техническое устройство приборов Пресса—Юинга такие же, как в приборе Голицына. Специальное внимание уделяется их стабильной работе при больших периодах, а также исклю­чению ложных резонансов, вызванных колебаниями вертикаль­ной пружины; в них используются более эффективные индук­ционные катушки. В удобных местах маятник может стабильно работать с периодами до 30 с и приводить в движение гальвано­метр, имеющий период 100 с и более. Стрела вертикального прибора Пресса—Юинга (см. рис. 13)—это горизонтальный каркас, имеющий слева точку опоры. Справа находится груз, разделенный на две части и поддерживаемый диагональной пружиной. Рядом с центром масс груза стрела поддерживает также опору с отверстиями, несущую индукционные катушки. Магниты прикреплены к раме прибора и расположены над пру­жиной. Колебания стрелы передаются через опору индукцион­ным катушкам. Как и горизонтальный прибор, вертикальный сейсмометр Пресса—Юинга может работать с периодами от 15 до 30 с. На рис. 14 изображен горизонтальный маятник. В этом длиннопериодном сейсмометре Пресса—Юинга груз укреплен на конце стрелы и связан проволочными тягами с жесткой стой­кой. Индукционные и калибровочные катушки перемещаются между полюсами цилиндрических магнитов, прикрепленных к основанию и расположенных по обе стороны груза. Во время работы прибор защищен от колебаний давления прочным возду­хонепроницаемым железным корпусом, а от колебаний темпера­тур — наружным чехлом из полистрома. Такие приборы вместе с соответствующим вертикальным сейсмометром используются в мировой стандартной сети; они обычно работают с периодами 15 и 30 с.

Прорицатель. Порой в великой книге тайн природы Мне удается кое-что прочесть.

У.   Шекспир.   Антоний  и  Клеопатра.

Записи удаленных и близких землетрясений во многом раз­личны. Можно ли использовать эту разницу для нахождения расстояния? Тогда удалось бы определить положение центра нарушения с большей точностью, чем при использовании изосейсм.

Вид записей говорит о том, что движения земли при земле­трясениях носят характер волн. Физики давно занимаются вол­нами и различают большое число их разновидностей. Сущест­вует четыре—пять возможных видов колебаний земли; для по­нимания записей необходимо установить, какие из них участ­вуют в движениях.

Наибольшее значение при изучении землетрясений имеют два вида волн. Сейсмологи говорят о них так часто, что при­своили им однобуквенные обозначения — Р и S. Эти буквы обо­значают primary (первичные) и secondary (вторичные) волны, по порядку их прихода; для запоминания, однако, удобнее на­зывать их push (толчок) и shake (сотрясение). Физики, любя­щие давать названия, содержащие точные математические опи­сания явлений, называют их соответственно продольными и по­перечными или волнами сжатия и сдвига.

Продольная, или Р-волна,— это волна типа звуковой, имею­щая максимальную скорость. При ее прохождении каждая ча­стица породы перемещается вперед и назад вдоль направления движения волны. Таким образом, среда испытывает ряд сжатий и разрежений. Изобразить на рисунке этот тип волн непросто (рис. 17). Представим себе, что по левому концу стержня про­изведен резкий удар молотком. Частицы, подверженные удару, на мгновение смещаются, а затем возвращаются назад. При этом они передают усилие своим соседям и заставляют их сдви­нуться вправо. Когда импульс достигнет противоположного конца, его приход может быть замечен по отскакиванию ша­рика, привязанного на веревочке. При прохождении попереч­ной, или 5-волны, частицы перемещаются перпендикулярно к направлению, в котором она распространяется, точь-в-точь как это происходит с веревкой, которую привязали за один ко­нец и дергают за другой (см. рис. 17).

Скорость распространения этих волн неодинакова. Р-волны проходят около 8 км/с, а 5-волны — лишь около 4,5 км/с (тем, кто не привык к метрической системе, нужно вспомнить, что в 1 км около 5/8 мили).

Это означает, что Р-волна всегда приходит первой, а S-волна запаздывает. Чем дальше находится регистратор от очага зем­летрясения, тем больше будет интервал времени между прихо­дами этих волн. Если распознать их на записи и измерить временной интервал между их приходами, легко установить рас­стояние до очага. Чем дальше от нас произошло землетрясение, тем глубже проникнут волны в толщу земли, а чем глубже они проникнут, тем быстрее распространятся. Поэтому простые расчеты с использованием полученных таким образом цифр бу­дут неточны. Для учета соответствующих поправок разрабо­таны специальные таблицы; их можно также изобразить на диа­грамме (рис. 18), что позволяет очень быстро получить нужный ответ.

Имея трехкомпонентную запись, можно определить направ­ление, по которому пришла волна, однако в силу ряда причин оценки направления менее точны, чем оценки расстояния. Чем дальше произошло землетрясение, тем большее влияние на оценку положения очага имеет даже незначительная погреш­ность в определении направления. Поэтому чаще всего очаги землетрясений находят с использованием расстояний от не­скольких станций, на которых был зарегистрирован толчок. По этой причине сейсмологи обмениваются расшифровками запи­сей с коллегами из соседних стран.

Рассмотрим пример из практики. Забудем на время, что на­стоящий очаг сотрясения расположен на некоторой глубине, и сосредоточим внимание на эпицентре — точке поверхности Земли непосредственно над очагом. Это удобно, так как в не­который момент нам надо будет изобразить результаты на карте.

Полученная в Веллингтоне запись толчка 13 февраля 1973 г. (рис. 19) показала, что между приходом Р- и S-волн прошло 17 с. Этому соответствует расстояние 149 км, так что эпицентр должен лежать где-то на окружности радиуса 149 км с центром в Веллингтоне. На станции Тарата этот интервал составил 14 с, поэтому радиус соответствующей окружности равен 119 км. На­чертив эти две окружности (см. рис. 19), найдем, что они пере­секаются в двух точках, одна из которых должна быть эпицент­ром. Одна из точек находится вблизи побережья на суше, дру­гая — на некотором расстоянии от него в море. В обоих пунктах в прошлом случались землетрясения, поэтому нельзя отдать предпочтение ни одному из них. Нужна третья станция. На стан­ции Тарадале получен интервал 16 с и расстояние 139 км. Это позволяет начертить третью окружность, которая показывает, что правильным следует считать положение эпицентра на суше. Тот факт, что толчок ощущался как сильный в районе Уонга-нуи, но не ощущался на о-ве Южном, лишний раз убеждает нас в правильности такого выбора.

Для достижения полной уверенности можно воспользоваться данными других станций. При этом, однако, вследствие несо­вершенства записей, а также из-за того, что время распростра­нения волн в разных частях страны подвержено неболь­шим местным изменениям, окружности не пересекутся строго в одной точке. Несмотря на это, положение четко записанного толчка обычно можно определить с точностью до 10 км. Для привязки землетрясения с еще большей точностью можно вы­полнить более громоздкие расчеты, учитывающие региональную изменчивость геолого-сейсмических условий.

В настоящее время на большинстве крупных станций уже не рисуют окружности, а закладывают данные в электронно-вы­числительные машины, в которых хранятся также сведения о местонахождении станций и таблицы для определения вре­мени пробега волн. Компьютер работает несколько по-другому. Сначала сейсмолог должен грубо прикинуть местонахождение толчка и сообщить его компьютеру. Эта оценка не обязана быть точной — просто компьютер должен с чего-то начать. По табли­цам он определяет интервалы времени, за которые Р- и 5-волны должны были бы дойти от заданной точки до различных стан­ций, и сравнивает их с реально полученными временами при­хода волн. Если проверяемая точка чересчур близка к какой-либо станции, то вычисленное время будет слишком мало; если она находится очень далеко, то оно будет слишком велико. Компьютер может слегка переместить проверяемую точку в оп­ределенном направлении и повторить проверку. На этот раз разность между вычисленными и реальными временами прихода будет меньше. Компьютер будет перемещать положение очага до тех пор, пока новое смещение не начнет увеличивать раз­ность, или до указания сейсмолога о том, что достигнута доста­точная точность. Обычно для удовлетворительной оценки поло­жения очага бывает достаточно трех—четырех смещений. Су­ществует, однако, важная разновидность землетрясений, для которых хорошая точность, по-видимому, недостижима.

Если представить графически одно из таких «трудных» зем­летрясений, видно, что третья окружность не проходит ни через одну точку пересечения двух других окружностей. Если вы уве­рены в том, что трудность возникла не из-за плохой записи на одной из станций и погрешностей в определении времени, это говорит о том, что очаг землетрясения лежит гораздо глубже обычного; иными словами, мы имеем дело с глубокофокусным землетрясением. Расстояния, оцененные по Р—S-интервалу, есть расстояния от станции до очага, а не от станции до эпицентра (рис. 20). Нетрудно вычислить глубину, на которой должен на­ходиться очаг, чтобы окружности пересеклись в одной точке. На рис. 21 показаны окружности, построенные для землетрясе­ния, эпицентр которого находился в центральной части о-ва Се­верного на глубине 160 км. Вначале предполагалось, что его очаг находился на обычной небольшой глубине, но затем с ис­пользованием таблиц установили истинную глубину очага. Чем ближе станция к эпицентру, тем сильнее изменение глубины очага влияет на радиус окружности. Для хорошей оценки глу­бины нужна станция, для которой расстояние до эпицентра не превосходит глубину очага. Отсюда следует несколько не­ожиданный вывод о том, что большие глубины часто опре­деляются с большей надеж­ностью, чем малые.

По записям на сейсмогра­фах удобно определять место­положение источника сейсми­ческого сотрясения; они также дают информацию о характере колебаний земли в районе сейсмической станции при зем­летрясении. Все это довольно важно; однако геофизики на­шли еще более интересное применение сейсмических волн. Должно быть, любой из читателей, живущих в деревне, когда-либо пробовал опреде­лять, насколько заполнен бак с водой, стуча кулаком по внешней его стенке выше и ниже уровня воды и слушая, как при этом изменяется звук. Читатели-горожане мо­гут вспомнить пословицу о пу­стых бочках. Внутрь Земли заглянуть гораздо труднее, чем в бак с водой, поэтому нужно найти косвенный спо­соб.   Принцип   этого   метода почти тот же, причем землетрясение подобно удару кулака, приводят к образованию волн, устанавливаемых сейсмографом. Поскольку Р-волна — волна типа звуковой, мы получаем до­вольно близкую аналогию. Сейсмическая волна — это един­ственный из известных нам сигналов, который может быть по­слан для исследования Земли до самого ее центра.

Предположим, что мы собрали все записи сильного земле­трясения. Получится очень толстая пачка — примерно из пяти— шести сотен записей, даже если не учитывать три компоненты записи на каждой станции. Тщательно обработаем каждую запись и найдем время прихода первых колебаний. Расположив станции в порядке их удаленности от эпицентра, видим, что ско­рость распространения колебаний постепенно изменяется, уве­личиваясь по мере того, как траектория углубляется в толщу земли. Этого следовало ожидать, поскольку волны быстрее рас­пространяются в более плотной среде, а вещество в глубинах Земли сильно уплотнено весом вышележащих пород.

Здесь уместно заметить, что когда сейсмолог говорит о рас­стояниях, он часто выражает их не в километрах, а в градусах. Имеется в виду угол между двумя прямыми, исходящими одна от станции, а другая от эпицентра, и пересекающимися в центре Земли. Расстояние, равное окружности Земли, составляет 360°, а между двумя строго противоположными точками— 180°. Один градус примерно равен 111 км. В приложении приводится таб­лица, помогающая при желании перейти из одной системы изме­рения в другую. Преимущество описанной системы в том, что она напоминает о том, что Земля имеет форму шара, и устра­няет двусмысленность, связанную с измерением расстояний по поверхности земли и по прямой.

Но вернемся к нашей пачке записей. По мере увеличения расстояния от станции до эпицентра интенсивность и четкость Р-колебаний ослабевают; примерно на расстоянии 103° начало записи становится неразличимым. Что-то происходит с волной во время ее распространения. Это «что-то» продолжается до расстояния примерно 142°, дальше которого колебания опять становятся четкими, однако время их пробега говорит о том, что это уже не та волна, что прежде. Промежуточную область, в которой колебания неразличимы, называют затененной зоной Р-волн (рис. 22).

Причина существования затененной зоны заключается в том, что примерно на полпути к центру Земли ее строение резко ме­няется. Область выше этой границы называют мантией Земли, область ниже ее — ядром. Когда волна от землетрясения углуб­ляется настолько, что должна пройти через ядро, она резко преломляется и появляется на гораздо большем расстоянии, чем должна была бы появиться, отчего и возникает затененная зона. Впервые это заметил Р. Д. Олдхэм в 1906 г.; так было по­лучено одно из первых указаний на ту большую роль, которую должна сыграть сейсмология в изучении внутреннего строения Земли. С применением современных чувствительных сейсмогра­фов обнаружение ядра могло бы затрудниться, поскольку «тем­нота» в затененной зоне неполная. В ней должны обнаружи­ваться волны, распространяющиеся по менее прямым траекто­риям; они, однако, слабее как Р-волн на расстоянии 103°, так и волн, прошедших через ядро и появившихся на расстоянии 142°, которые могут быть весьма четкими и интенсивными. Не­которые типы слабых волн будут рассмотрены ниже.

Глубина границы между мантией и ядром равна примерно 2900 км. Это впервые установил проф. Бено Гутенберг в 1913 г., тщательно измерив время пробега волн. Он считал, что его оценка может содержать погрешность 500—100 км, но по ре­зультатам современных измерений эта глубина уменьшена не более чем на 20 км. В его честь эту границу называют границей Гутенберга.

Все знают, что такое эхо. Если звуковая волна наталкива­ется на препятствие, то она частично отражается, и слышен звук, как будто за препятствием находится другой его источ­ник. Звуковые волны могут испытывать также рефракцию, уста­навливаемую по скорости их распространения. Сейсмические волны как типа Р, так и типа S, также могут отражаться и преломляться. Мы уже видели, как образуется затененная зона из-за преломления Р-волн ядром Земли. В глубине Земли есть и другие границы, на которых может происходить отраже­ние или преломление, поэтому волны могут менять свой тип и встречать границы по нескольку раз. В результате записи зем­летрясения становятся   очень   сложными,   однако  именно эта сложность является ключом к пониманию внутреннего строения Земли.

Записи близких землетрясений (в пределах 10° от станции) несут информацию о слоях, лежащих вблизи поверхности. Мы же рассмотрим прежде всего более простую картину строения глубинных частей Земли, которую можно установить по запи­сям удаленных землетрясений.

Ядро гораздо плотнее мантии, и его поверхность отражает волны, отсылая их обратно подобно эху. Отраженная Р-волна обозначается РсР, отраженная 5-волна — ScS. Маленькая буква с обозначает волну, которая достигает ядра, но не проходит через него. Время пробега отраженной волны обычно больше, чем прямой, так как она проходит большее расстояние; поэтому она проявляется на записях в виде отчетливых колебаний. Но здесь есть одна трудность. Когда волна отражается или пре­ломляется на какой-либо границе, она может изменить свой тип: Р-волна может стать 5-волной и наоборот. Значит, у отра­женных волн уже не два вида, а четыре — РсР, ScS, PcS и ScP.

Для волн РсР и ScS, т. е. при сохранении типа волны, отра­жение происходит в середине траектории; если же тип волны меняется, то длины двух отрезков траектории неравны, и поло­жение точки отражения смещено в одну сторону.

Это означает, что волны PcS и ScP идут по различным тра­екториям, хотя и имеют одинаковое время пробега (рис. 23).

Чтобы выделить различные виды волн, сейсмологи рисуют так называемые кривые времени пробега. Это график, на кото­ром показано, сколько времени должна затратить волна, иду­щая каждым из возможных путей; каждому виду волн на нем соответствует одна линия. На рис. 23 показаны пути, по кото­рым идут Р- и S-волны и их отражения от ядра, и соответ­ствующие времена пробега для каждой волны. Беря расстояние до землетрясения на горизонтальной оси, считываем время, че­рез которое приходят различные колебания, с вертикальной оси.

На реальной сейсмограмме гораздо больше различных ви­дов волн, чем шесть указанных. Рассмотрим   их   «семейства».

Первое множество волн — это отражения от поверхности земли. Воздух и слагающие Землю породы значительно разли­чаются по плотности, что создает весьма благоприятные усло­вия для отражения волн, подходящих к поверхности из глубины. Р-волну, отражающуюся на полпути от эпицентра до сейсмостанции, называют РР-волной; существует, конечно, и SS-волна, идущая по тому же пути. При отражении опять-таки мо­жет произойти смена типа волны, так что существуют волны PS и SP; эти волны, как и волны PcS и ScP, имеют одинаковое время пробега, но точки отражения смещены относительно се­редины пути. Траектории этих волн показаны на рис. 24.

Внутри Земли волны могут отражаться не один раз. Очень часто они отражаются дважды, так что существует целый ряд соответствующих волн — РРР, SSS, PPS, SPP, SSP, SPS и PSP. При очень сильных землетрясениях можно зарегистриро­вать волну РРРР, так как единственным ограничением на ус­ложнение пути является количество переносимой энергии. Ко­нечно, энергия распределяется между всеми возможными ви­дами волн неравномерно; вообще говоря, более простые волны различаются на записях лучше всего. Бывают, однако, порази­тельные исключения, когда изогнутость слоев пород приводит к фокусировке некоторых видов волн на определенных рас­стояниях.

Следующее семейство волн — это отражения от ядра. Ранее мы отметили, что на расстоянии свыше 103° прямые Р-волны не регистрируются из-за затеняющего эффекта ядра. На таких расстояниях длиннопериодные приборы часто прежде всего ре­гистрируют РР-волны, которые не проникают глубоко и спо­собны миновать это препятствие. Короткопериодные приборы обычно регистрируют волны, преломленные за счет неоднород­ности внутри ядра, но их интенсивность значительно уступает интенсивности Р-волны, появляющейся вновь на расстоянии 142°. Поскольку она отклонилась от своей траектории и не наблюдались в промежутке около 42°, ей присвоено новое обозна­чение— РКР- Буква К взята из немецкого слова «Kern» (ядро).

Каковы же другие члены этого семейства? Если рассмотрим S-волну, идущую по тому же пути, то заметим, что она прихо­дит вроде бы слишком быстро. Для того, чтобы пройти сквозь ядро, она должна была сменить тип и превратиться в Р-волну. Ядро не пропускает поперечных волн (причины этого рассмот­рены в гл. 6). Поскольку все волны, проходящие через ядро, продольные (Р-волны), достаточно для их обозначения одной буквы К. Основные волны, преломленные ядром, обозначаются, таким образом, PKS, SKP и SKS. У них также есть более даль­ние, но важные родственники, претерпевающие отражение внутри самого ядра. Основные из них — волны РККР и SKKS; существуют также волны типа РКРРКР, которым удалось пройти сквозь ядро и отразиться от поверхности земли на про­тивоположной ее стороне (рис. 25). Поскольку волна РКРРКР должна пройти такой длинный путь, она вступает гораздо позже большинства других волн, и ее нетрудно принять за Р-волну от нового толчка. Если начертить все эти траектории на разных диаграммах, нетрудно установить названия различ­ных видов волн и представить траектории еще более необычных волн типа РКРРКРРКР и PKSP.

Следует заметить, что сейсмологи иногда для сокращения пишут Р' вместо РКР, так что запись РКРРКР превращается в Р'Р' и т. д., однако не будем пользоваться этим обозначением в нашей книге.

Мы уже рассматривали простейшие кривые времени пробега для прямых волн и отражений от ядра. На рис. 26 представ­лена гораздо более полная диаграмма, включающая большую часть обычно регистрируемых видов волн. При сильных земле­трясениях на определенных расстояниях можно вполне четко наблюдать и многие другие волны.

Остается рассмотреть еще один важный класс волн. Это поверхностные волны, которые часто составляют наиболее ин­тенсивную часть записи. Их часто называют L-волнами, или длинными («long») волнами, так как период колебаний у них больше, чем у Р- и S-волн; они распространяются не внутри земли, а вдоль ее поверхности. Тщательное изучение показы­вает, что они представляют смесь двух различных типов волн — волн Лява и волн Релея, названных так в честь открывших их ученых. Оба ученых математически доказали возможность су­ществования таких волн прежде, чем они были обнаружены на сейсмограммах. Волны Лява (рис. 27)—это поперечные коле­бания, которые похожи на S-волны, но происходят только в го­ризонтальной плоскости. Они распространяются вдоль поверх­ности земли путем непрерывного последовательного отражения от верхней и нижней границ поверхностных слоев. У них совсем нет вертикальной составляющей.

Что касается волн Релея (рис. 28), то они имеют значи­тельную вертикальную составляющую и являются чем-то вроде «кульбитов назад»: сначала происходит толчок в направлении распространения волны, затем движение вверх, назад, вниз и новый толчок (рис. 29). При движении волны частицы переме­щаются по эллипсам вверх и назад по отношению к движению волны. Волны обоих этих типов распространяются медленнее, чем S-волны, причем волна Релея медленнее, чем волна Лява. Чтобы различать их, мы обозначаем волны Лява Lq (от немец­кого Querwellen, т. е. поперечные волны), а волны Релея — LR.

Мы уже обсуждали некоторые особенности глубокофокус­ных землетрясений. Более половины землетрясений происходит в глубоких слоях земной коры, т. е. на расстоянии 30—40 км от поверхности. В 1922 г. проф. Ф. Дж. Тернер (редактор журнала «Международные сейсмологические сводки») указал на то, что некоторые из полученных им записей можно понять, лишь до­пустив, что источники сотрясений находились на глубине в не­сколько сот километров.

Сейсмологи по ряду причин не хотели этому верить. Это противоречило тому, что, как они считали, было им известно об условиях существования вещества ниже земной коры. Тер­нер также привел примеры «высоких очагов», которые на са­мом деле были настолько «высокими», что при любых разум­ных предположениях о глубинах землетрясений должны были бы находиться в воздухе. Эти трудности возникали отчасти по­тому, что в районах, охваченных к тому времени густой сетью сейсмостанций, глубоких землетрясений не происходило. Лишь в 1928 г. проф. Вадати показал, что волны от некоторых япон­ских землетрясений достигли всех близлежащих станций почти одновременно; это развеяло сомнения в реальности глубоких толчков. На сегодняшний день самые глубокие толчки зареги­стрированы вблизи впадины Тонга-Кермадек к северо-востоку от Новой Зеландии и в районе к югу от Сулавеси (Индонезия). Их очаги находятся на глубине почти 700 км от поверхности.

Здесь уместно отметить, что очаг иногда называют также ги­поцентром. Этот термин раньше использовался сейсмологами для того, чтобы отличить истинный источник, находящийся в недрах Земли, от центра сотрясений на поверхности. Он означает «вниз от центра» и не очень хорошо со­гласуется с современным пони­манием явления, в свете кото­рого вполне корректным явля­ется термин эпицентр («вверх от центра»).    В    настоящее   время термин «гипоцентр» по непо­нятным причинам вошел в моду у американских сейсмо­логов.

Записи глубокофокусных толчков выглядят иначе, чем неглубоких. Прежде всего по­верхностных волн здесь очень мало, зато сейсмограммы ос­ложнены наличием нового множества отраженных волн. Вспомним, что волны РР и SS образуются в результате отражения Р- и 5-волн в сред­ней точке их траектории. Когда   толчок   происходит на глубине, еще одно отражение волн имеет место вблизи эпи­центра. Поскольку первый отрезок их траектории от очага до поверхности очень короток, обозначаем его строчной буквой; так получаются волны рР, sP, pS, sS и т. д. Взглянув на рис. 30, увидим, что время пробега волн рР или sS немногим отлича­ется от времени пробега волн Р и S. Таким образом, волна каждого вида на записи иногда двоится или троится, и неопыт­ный наблюдатель может подумать, что это записи двух земле­трясений, наложившиеся друг на друга из-за малого (порядка нескольких секунд) интервала между толчками. Эти виды волн удобно использовать для определения глубины очага. Полезны бывают также записи отражений от ядра типа ScS, а в Новой Зеландии использовалась волна sScS. Новозеландским сейсмо­логам очень помогает хорошая сеть станций на другой стороне Земли, в Европе. Так, волна РКР часто очень хорошо регистри­руется в Швеции и используется для проверки расчетов глу­бины новозеландских толчков.

Как же разбирается сейсмолог в записи землетрясения, если на ней может появиться так много волн? К счастью, волны Р и S можно различить уже при первом взгляде на запись. Это позволяет прикинуть расстояние до очага, после чего вся кар­тина проясняется путем обращения к таблицам времени про­бега. Большинство сейсмологов пользуются методом вычерчи­вания графиков времени пробега по таблицам, причем масштаб на оси времени принимается такой же, как на записи; это зна­чит, что если барабан сейсмографа поворачивается на 30 мм/мин, то и на графике 30 мм должны соответствовать 1 мин. Сейсмо­лог берет узкую полоску бумаги, равную по длине интерпрети­руемой записи землетрясения, и делает карандашные отметки там, где начинается каждая интенсивная волна. Затем он мо­жет наложить эту полоску на график так, чтобы первая от­метка попала на кривую Р  (или же на кривые РР или РКР, если это очень удаленное землетрясение), и Двигать ее до тex пор, пока не будет достигнуто наилучшее возможное совпаде­ние для других видов волн.

После того, как удалось распознать волны, следует опреде­лить время их прихода. Если моменты прихода видны четко и ясно, то оно определяется с точностью до десятых долей се­кунды; если же колебания невелики или имеется густой фон микросейсм, то не всегда удается указать на записи точку на­чала колебания, особенно для длинных волн.

При интерпретации записей всегда большую роль играет опыт. В сложных случаях, прежде чем произвести окончатель­ные измерения на записях, разумно бывает дождаться инфор­мации с других станций. На большинстве станций обработку ведут в два этапа. На первом шаге отбирают четко зарегистри­рованные толчки и определяют момент первого прихода волны, которой обычно является Р-волна или, при очень удаленном толчке — волна РКР. Некоторые станции также регистрируют S-волну и при глубоком толчке — волну рР. Эти показания как можно быстрей пересылаются в региональный или междуна­родный центр, где предварительно определяется эпицентр зем­летрясения. Важнейшим из таких международных центров яв­ляется Национальная служба информации о землетрясениях (NEIS), принадлежащая Геологической службе США и нахо­дящаяся вблизи г. Денвера (шт. Колорадо).

Сейчас NEIS выполняет обязанности, которые с начала вто­рой мировой войны исполняла Береговая и геодезическая служба США. С крупных сейсмостанций многих стран сюда ежедневно поступают данные по каналам срочной связи; NEIS определяет приблизительные моменты времени в очаге, поло­жение эпицентров, а также глубины очагов, причем последние с неожиданно высокой точностью. Примерно дважды в неделю сотрудничающим станциям авиапочтой рассылаются перечни эпицентров и данные, на которых основаны расчеты. Раз в ме­сяц эта информация упорядочивается в хронологическом порядке и публикуется, становясь таким образом доступной за весьма умеренную плату любому, кто интересуется землетрясением.

В большинстве стран, подверженных землетрясениям, со­зданы штаб-квартиры национальных систем регистрации, ко­торые обеспечивают быструю передачу информации о сильных местных толчках гражданским властям. Многие из них явля­ются центрами региональных систем, обеспечивающих менее опе­ративный, но более точный анализ толчков в пределах региона.

Европейские данные обрабатываются Центральным между­народным сейсмологическим бюро в Страсбург. Под эгидой ЮНЕСКО организованы региональные центры в Лиме и Маниле. В Новой Зеландии и Японии, где крупные системы находятся под правительственным контролем, большая часть функций    региональных    центров    осуществляется    станциями в Веллингтоне и Токио. На обширной территории СССР есть центры, наблюдающие за Средней Азией и Дальним Востоком, а также центральная станция в Москве.

Международное сотрудничество не ограничивается предва­рительным определением эпицентра. В Международном сейсмо­логическом центре (МСЦ), штаб-квартира которого находится в Ньюбери (графство Беркшир, Англия), проводится обобще­ние данных по всем происшедшим в мире землетрясениям. Он работает на средства, поступающие более чем из двадцати стран, и собирает не только предварительную информацию об эпицентрах из других служб, но и записи, полученные на мно­гих станциях, не входящих в системы быстрого оповещения. В «Ежемесячном бюллетене» МСЦ помещаются все данные о землетрясениях примерно через два года после того, как они произошли; публикуется также новый список эпицентров, оп­ределенных по стандартной методике. Учитывая международный характер Центра, большая часть расчетов и набор «Бюллетеня» проводится в Англии, после чего он отправляется для печати в Бангкок. Время от времени Центр выпускает также регио­нальные каталоги, карты и библиографии.

Хотя Центр был организован лишь в 1964 г., у него был за­мечательный предшественник — «Международные сейсмологи­ческие сводки» (МСС), выполнявшие аналогичную работу с 1923 г. После войны, однако, «Сводки» стали испытывать фи­нансовые затруднения; потребовалось также реорганизовать работу, чтобы можно было пользоваться расчетами на элек­тронно-вычислительных машинах. В свою очередь, предшест­венником МСС можно считать информационный выпуск Меж­дународной сейсмологической ассоциации во время ее собра­ния в Страсбург в 1903 г. Еще раньше, в 1895 г., Джон Милн, вернувшийся из Японии и поселившийся на о-ве Уайт, начал собирать данные сейсмических станций, вошедших в мировую систему, организованную Британской ассоциацией развития науки,и публиковать их обозрения.

Хотя «Международные сейсмологические сводки» и «Бюл­летени» МСЦ содержат огромное число данных, многие стан­ции считают полезным издавать собственные ежемесячные или ежегодные бюллетени, содержащие многие подробности, кото­рые нецелесообразно включать в «Сводки». Вот как выглядит типичная запись в таком бюллетене:

В ней имеются символы, значение которых до сих пор не было объяснено.

Если волна имеет четкое начало, то перед ее обозначением ставят букву i (что значит «импульсная») и если она вообще выражена очень четко, то можно поставить после нее воскли­цательный знак. Кроме того, колебания могут быть настолько небольшими или фон микросейсм настолько густым, что трудно найти истинный момент вступления какой-либо определенной волны. Такие показания помечаются буквой е — от слова emer­gent («нарастающая»). Иногда оказывается, что четкой Р-волне предшествуют легкая «пляска» или малые колебания угасающей предыдущей волны. Такая волна помечается бук­вами ei.

Полное согласие всех видов волн с теоретическими кривыми времени пробега, как правило, не достигается; даже хороший сейсмолог зачастую не может уверенно идентифицировать не­которые волны на записи. Если нет уверенности в интерпрета­ции, то обозначенные волны берутся в скобки. Знак вопроса означает, что данные колебания могут вообще не иметь ничего общего с землетрясением, а являться сильными микросейсмами, или   же   просто   кто-то   работает   в   подвале,   или   насекомое попало в прибор. Столбец, обо­значенный (мю, содержит измерения смещений земли при приходе данной волны. Буква мю означает микроны, т. е. тысячные доли миллиметра, поэтому видно, что колебания обычно бывают не­большими. В столбце «с» указан период, т. е. время одного цикла колебания земли. В последнем столбце приведены оценка рас­стояния Д (в градусах), глубина очага h (в километрах), буква N означает «нормальную» глу­бину, а М — инструментальная магнитуда толчка. На каждой станции процедуры записи не­сколько различаются, однако об­щий вид их всегда один и тот же, так что не представляет труда пользоваться бюллетеня­ми на греческом, русском, ту­рецком или японском языках.

В заключение данной, из­рядно затянувшейся, главы рас­смотрим характеристики не­скольких типичных записей на различных расстояниях (рис. 31 — 34). Примерно до расстояния 5° главными волнами являются Р и 5, периоды колебаний малы, а поверхностные волны не на­блюдаются. На расстоянии от 20 до 40° можно ясно различить волны Р, S и L, обычно видны также отраженные волны РР и 5S. Главная S-волна остается интенсивной на расстояниях до 100°, однако в районе 80° наблю­дается некоторое усложнение записи, причиной которого явля­ется почти одновременное вступ­ление волн SKS, S и ScS, из-за чего легко допустить ошибочную идентификацию. На большем расстоянии довольно ясными становятся волны PS и PSP. Записи   в   затененной   зоне   (от ЮЗ до 142°) выглядят совсем по-другому. Если землетрясение не очень сильное, то между волнами будут пробелы, в которых не наблюдается почти ничего, кроме микросейсм. Первой вол­ной обычно бывает РР, за ней идет РРР или PKS; хорошо видны волны PS и PSP, а волна SKKS сильнее, чем SKS. На очень больших расстояниях «хрестоматийные» записи получают очень редко, хотя первая волна с определенностью имеет вид РКР. Записи также осложняются волнами, проходящими длин­ные окольные пути и пересекающими более половины земного шара.

Просперо. ...Я глубже, чем измерить можно лотом, Магическую книгу утоплю.

У. Шекспир. Буря.

О первооткрывателе электрона сэре Дж. Дж. Томсоне рас­сказывают историю, достойную внимания. Когда его, как и многих ученых, спрашивали, какую пользу можно извлечь из его открытий, он отвечал: «Предположим, что во времена фран­ко-прусской войны людей встревожило увеличение числа таких ранений, когда в теле человека оставались осколки снарядов, которые нельзя было обнаружить, и что после подписания мира государства договорились о выплате крупной премии тому, кто сможет изобрести наиболее эффективный метод обнаружения этих чужеродных тел. Что бы из этого получилось? Механиче­ское прощупывание превратилось бы в искусство, а человече­ское тело — в подушку для иголок, но рентгеновские лучи не были бы открыты».

В истории науки есть множество примеров открытий, на­шедших важные применения в весьма отдаленных областях; многие проблемы были решены учеными, искавшими совсем другое. Если бы первые сейсмологи работали в тех странах, где землетрясения представляют собой серьезную социальную проблему, и зависели бы в финансовом отношении от «полити­ков-практиков», то усилия, затраченные на изучение строения земного шара, вполне могли бы быть переправлены в русло по­исков скороспелых методов предсказания землетрясений или конструирования деталей сейсмически устойчивых зданий, ко­торые быстро устарели бы с развитием архитектурной моды и строительной техники. Если бы это произошло, мы до сих пор не располагали бы наиболее эффективным методом из числа разработанных сейсмологами — методом сейсмической раз­ведки. Но не будем забегать вперед.

В 1910 г. вышло в свет исследование землетрясения, произо­шедшего в октябре предыдущего года в долине Кулпа в Хорва­тии. Его автор, геолог А. Мохоровичич, заметил, что на близких к эпицентру станциях кроме Р- и 5-волн, получены записи вто­ричных колебаний, следующих за каждой из этих волн. Воз­можное объяснение этому явлению, по его мнению, можно найти, если допустить, что наиболее удаленная от центра часть земного шара представляет собой кору толщиной при­мерно 60 км, лежащую на мантии. Как мы увидим далее, это положение стало  предметом  жарких  споров,  и  сейсмологи  до сих пор дискутируют о строении внешней части земного шара; Мохоровичич, однако, указал на метод ее изучения с исполь­зованием местных землетрясений.

Допустим, что мы расположили ряд сейсмографов вдоль прямой, выходящей из очага землетрясения, находящегося у поверхности земли (рис. 35), и что Земля обладает корой толщиной приблизительно 30 км (для большей части матери­ковой территории эта оценка лучше, чем 60 км Мохоровичича). Предположим далее, что Р-волна в пределах коры распростра­няется со скоростью 6 км/с, а в находящейся непосредственно под ней мантии — 8 км/с. На станцию, расположенную в преде­лах примерно 100 км от эпицентра, первой придет медленная волна, распространяющаяся вдоль прямой от очага до станции. Простой арифметический расчет показывает, что если станция удалена на 50 км, то пробег волны займет чуть более 8 с; на 100 км понадобится 16—17 с, а на 300 км — 50 с. Эту волну мы обозначаем Pg; на графике (рис. 36) это просто прямая.

Кроме Pg, будет записана и вторая волна. Она распростра­няется менее прямым путем — сперва вниз до основания коры со скоростью 6 км/с, а затем в мантии с большей скоростью (8 км/с). Чтобы достичь регистратора, она должна вернуться к поверхности земли снова с меньшей скоростью. Эта волна обозначается Рп; в действительности эта та самая Р-волна, ко­торую мы упоминали, говоря об удаленных землетрясениях.

Время пробега Рп-волны определяется несколько сложнее, поскольку ее путь непрямой. Она спускается до основания коры по наклонной траектории под углом, зависящим от отношения ее скоростей выше и ниже границы, и поднимается к регистра­тору под тем же самым углом. На станции, близкой к очагу, Рп-волна приходит позже Pg, так как ее путь длинней, но на больших расстояниях ее более высокая скорость в мантии поз­воляет ей прийти первой. На очень малых расстояниях, где у Рп-волны нет возможности спуститься и подняться под нужным уг­лом, она вообще не записывается. Вместо нее записывается от­ражение от основания  коры; /отраженная   волна   спускается   и поднимается более круто, а в самом очаге она идет вертикально вниз и вверх, затрачивая на этот двойной путь 10 с.

Времена пробега волн Рп и Pg в нашей воображаемой коре можно свести в небольшую таблицу:

Эти цифры не совпадают в точности с полученными в дей­ствительности, но приблизительно верны и несколько упрощают нашу задачу. В рамках данной модели истинная Рп-волна не может записываться на расстояниях, намного меньших 70 км, и обгоняет Pg-волну на расстоянии 155—160 км.

А. Мохоровичич должен был подойти к этой проблеме с дру­гой стороны, поскольку он не знал ни скоростей волн, ни тол­щины коры. Посмотрим на задачу с его точки зрения. Вначале он должен был определить место, где произошло землетрясе­ние, и найти расстояния до различных регистрирующих стан­ций. После этого он мог нанести моменты прихода волн на гра­фик типа, приведенного на рис. 36. Тогда по углам наклона двух прямых он мог найти скорости двух волн, а расстояние, на котором прямые пересекаются, позволяло ему определить толщину коры.

Основание коры сейчас называют границей Мохоровичича, а на менее гибких языках ее называют Мохо. Сейсмологи всего мира стремились измерить толщину коры как можно точнее, однако это оказалось неожиданно трудно. Не было достаточ­ного числа регистрирующих станций, отсчет времени был недо­статочно совершенным, а запи­си волн были недостаточно четкими, чтобы их можно бы­ло точно обработать. Возник­ла и другая сложность. В большинстве районов земного шара регистрировалось более двух волн, что заставляет предположить существование более чем двух слоев (рис. 37). Мало того, судя по раз­бросу полученных оценок ско­ростей волн, не все сейсмоло­ги измеряли одно и то же. Не­смотря на это, большинство из    них    стремились    придать своим результатам всемирную значимость. В течение недолгого времени увлечения этой проблемой число слоев земной коры росло со скоростью примерно один слой в месяц.

Очевидный путь решения этой проблемы заключался в ис­пользовании искусственных взрывов вместо землетрясений. Можно было с высокой точностью определять их место и время и получать записи на специальной сети станций, размещенных заранее в самых удобных местах. На это практики стали обра­щать особое внимание. В результате поисков с использованием сейсмических волн могли обнаруживаться новые слои, скрытые под поверхностью земли. Крупные нефтяные компании были особенно заинтересованы в методе, с помощью которого можно было проверить догадки геологов о поведении закартированных на поверхности земли слоев на больших глубинах, не прибегая к дорогостоящему и трудоемкому бурению на сотни метров, и увидеть, не является ли какая-либо из складок ловушкой нефти. Теперь ответ на этот вопрос можно было получить с помощью небольшого заряда и пары десятков переносных сейсмографов. Вскоре крупные нефтяные компании стали финансировать гео­физические исследования и разработку более удобных при­боров.

Сейсмометры, используемые современными разведчиками нефти, называются геофонами. Они меньше и прочнее тех, что используются на сейсмостанциях, по двум причинам: во-первых у них могут быть короткие периоды, поскольку они предназна­чены для использования вблизи источника колебаний; во-вто­рых, им достаточно иметь несильный выходной сигнал, так как они почти всегда используются с электронными   усилителями,

Сейсмическую разведку часто приходится проводить на не­освоенных территориях; условия  разведки  меняются от тропических пустынь или джунглей до Арктики, поэтому оборудо­вание должно быть прочным и автономным. Обычно его монтируют на колонне грузо­вых машин, в которую могут входить также передвижные мастерские и жилые помеще­ния для обслуживающего пер­сонала.

В обычных условиях взрыв производится небольшим заря­дом гелигнита, который закла­дывается в скважину глуби­ной приблизительно 10 м (рис. 38). Скважина должна пройти почвенный слой и выветрелые породы вблизи по­верхности, чтобы сила взрыва воздействовала на породу с максимальной эффектив­ностью. Таким образом, в ко­лонну входят буровые станки и цистерны с водой, обеспечивающей «смазку» при бурении (рис. 39). Если невозможно пробурить нужную скважину, то вместо одного заряда можно взрывать маленькие заряды, рас­положенные замысловатым узором (см. рис. 38, б). В других крайних ситуациях достаточное сотрясение можно получить от падения тяжелого груза (см. рис. 38, в) или даже от удара по земле молотом.

Оборудование обычного грузовика-регистратора, который до настоящего времени широко используется в научных целях, поз­воляет записывать сигналы с 24 геофонов, которые могут под­соединяться к кабелю, отходящему от барабана, с интервалом 30 м. С помощью усилителей и фильтров можно настроить каж­дый геофон практически на любую полезную характеристику; 24 световых луча от 24 гальванометров ведут параллельную запись на полосе фотографической бумаги шириной ~10 см. На грузовике имеется устройство для проявления записей. Ра­диоаппаратура позволяет оператору держать связь с взрывни­ком, а также автоматически регистрировать момент взрыва на фотобумаге рядом с показаниями гальванометров. Вмонтиро­ванные электронные часы наносят на бумагу отметки точного времени с интервалом 0,01 с.

Самые современные машины стали оснащаться весьма слож­ным оборудованием (рис. 40 и 41). В крупных колоннах радио­аппаратура и фотографическое оборудование занимают отдель­ные машины. Записи теперь часто делаются на магнитной ленте или в более сложной форме на полосе бумаги. Часто использу­ются компьютер и связанная с ним катодно-лучевая трубка — дисплеи. Запись на магнитной ленте может пропускаться через ряд различных фильтров, поэтому есть возможность выбрать лучшую комбинацию этих фильтров, так что волны являю­щиеся предметом поиска, не теряются в путанице фоновых ко­лебаний.

Хотя большая часть расходов, необходимых для разработки современного разведочного оборудования, оплачивается нефтя­ными компаниями, оно может использоваться и для многих других целей. В Новой Зеландии сейсмическая разведка приме­няется при изучении площадок для строительства плотин гидро­электростанций, в связи с поисками источников геотермальной энергии в районе Уайракей, а также при разведке угля и дру­гих минеральных ресурсов. Таким образом, сейсмология дает ответы на многие вопросы, которые вряд ли могли прийти в го­лову пионерам изучения землетрясений.

Описанная мною методика известна в разведке под назва­нием метода преломленных волн. В последние годы она в зна­чительной мере вытеснена методом отраженных волн, который во многих аспектах является более прямым, поскольку исполь­зует непосредственные записи эха от границ между слоями по­род под поверхностью земли. Геофоны, используемые для записи отраженных волн, могут располагаться ближе к точке взрыва, чем при записи преломленных волн, что приводит к большой экономии времени, уходящего на прокладку кабелей. Первые сейсморазведчики были вынуждены пользоваться методом пре­ломленных волн, потому что их геофоны и усилители могли сколько-нибудь четко регистрировать лишь момент прихода первого импульса. С использованием современных геофонов в сочетании с усилителями и фильтрами с известными частот­ными характеристиками, а также с автоматическим контролем амплитуды сигнала, ограничивающим эффект первого колеба­ния, стало возможным четко распознавать на записи моменты вступления последовательных отраженных волн.

На рис. 42 показана часть записи, полученной на косе Фа-руэлл сейсмологической партией отделения геофизики Управле­ния научных и промышленных исследований Новой Зеландии. Заряд был взорван в центре площадки, на которой располо­жены 24 геофона. В течение некоторого времени после прихода прямой волны (левая часть рисунка) трассы путаются, но к мо­менту прихода волны, отразившейся от твердых коренных по­род, залегающих под более рыхлыми отложениями, устанавливается относительный покой. Момент взрыва отмечен отклоне­ниями на третьей и четвертой трассах сверху; вертикальные метки времени проведены через 1/10 с. Воспроизведенная часть записи занимает менее 1 с.

Геофизические методы разведки на нефть, возможно, оказа­лись чересчур успешными: это приводит к преждевременному истощению ее ограниченных запасов. В 50-е годы, когда впер­вые выяснилась угроза нехватки нефти, начали разрабаты­ваться методы проведения сейсмических исследований на море (рис. 43 и 44). Это привело к разработке большого числа ранее неизвестных подводных залежей нефти и газа, вначале в неглу­боких водах Мексиканского залива, затем в Северном море, у берегов Северной Африки и Новой Зеландии и во многих других районах земного шара.

В завершение главы отойдем от проблем большого бизнеса. Сейсмические методы используются гидрографами для получе­ния необходимой информации об отложениях на морском дне, а геологи используют их для разнообразных целей, имеющих мало общего с промышленной разработкой минеральных ресур­сов. Более неожиданной оказалась польза, которую они прино­сят археологам.

Грунт, перекопанный в прошлом, пропускает сейсмические волны не так хорошо, как нетронутый грунт, а захороненная кирпичная кладка отличима от окружающих ее пород. Мы мо­жем успокоить читателей, у которых возникнет опасение, что сейсмологи устроят еще один пороховой погреб в Парфеноне. Для работ такого малого масштаба взрывчатка не требуется. Необходимое сотрясение вызывается сбрасыванием груза. С ис­пользованием комплекса геофизических методов сейчас с до­статочной достоверностью установлено, что внутри Великих пи­рамид не осталось нераскрытых камер. Но самое замечательное событие в археологии, в котором участвовала сейсмическая раз­ведка, произошло в 1951 г., когда сейсмолог-иезуит Даниэль Линеган расположил геофоны вокруг собора св. Петра в Риме. Он сумел указать археологам путь к древней могиле, в которой предположительно находились кости самого св. Петра, что по­зволило обойтись без значительной части бесполезных и небез­опасных   для   здания   раскопок.

И земля из зимы безразличья Восстает обновленной змеей...

Шелли.  Эллада.

Почему все-таки происходят землетрясения? Если оставить в стороне небольшие сотрясения, являющиеся результатами оползней, обрушений карстовых полостей, извержений вулка­нов и других источников слабых колебаний, то придем к вы­воду, что почти все землетрясения происходят из-за действия геологических сил, воздвигающих горы и формирующих другие важнейшие элементы земной поверхности. Наука об этих силах и результатах их действия называется тектоникой (от грече­ского «тектон» — строитель), мы в основном будем говорить о тех подземных толчках, которые относят к числу тектониче­ских землетрясений. Для того чтобы понять их причины и след­ствия, следует изучить как источник вызывающих их сил, так и вещественные объекты, на которые эти силы действуют.

Поверхность земли состоит из горных пород. Огромные их массы вздымаются вверх, образуя горные хребты; породы зале­гают под илистым дном океанов; русла рек выложены галечни­ком; пески пляжей — также измельченная порода. Изливаю­щаяся из вулканов лава, застывая, образует породу; вещество, выбрасываемое при проходке тоннелей, шахт и колодцев,— это тоже порода.

Существует множество различных типов пород; названия некоторых из них известны всем: гранит, базальт, известняк и т. д. Геологи группируют их в три основных класса — осадоч­ные, изверженные и метаморфические. На поверхности земли осадочные породы распространены шире всего и покрывают около 3/4 всей площади. Их средняя мощность достигает при­мерно 2 км. Они не принадлежат к числу первоначальных эле­ментов земной поверхности, а являются продуктом важнейших, идущих и в наше время геологических процессов.

Было бы неверно думать о геологе как о человеке, интере­сующемся лишь давно отжившими ископаемыми и тем, что про­исходило миллионы лет назад. Он, видимо, лучше других осве­домлен о постоянном изменении и обновлении окружающего мира. Породы, выходящие на поверхность земли, или обнаже­ния, подвержены выветриванию, которое постоянно ведет к их распадению на мелкие частицы. В высокогорных районах смена промерзания и оттаивания делает этот процесс сравнительно быстрым;   химическое  воздействие   воды   на   вещество   пород, перевевание песка ветром,   перемалывание   пород   ледником — все это составные части процесса разрушения пород.

Если порода распалась на достаточно малые частицы, она выносится и сортируется ветром и водой. Иногда течение может перемещать крупные массы вещества; в периоды разливов ко­личество переносимого материала может быть очень большим. Иногда происходит медленный процесс растворения, но резуль­тат его тот же самый — породы горных хребтов постепенно пе­ремещаются к побережью. Материал, переносимый вдоль рек и водотоков, расширяет их русло, расчищая ложе и размывая берега. Река Миссисипи ежегодно перемещает более 400 млн. т вещества. Во время транспортировки происходит дальнейшее измельчение материала, а острые обломки, слагающие горные обвалы, в ложах равнинных рек превращаются в окатанную гальку. На побережье вступают в действие волны, смешивая материал, принесенный реками, с породами, сносимыми с при­брежных скал, и откладывая разрушенный и измельченный ма­териал на морском дне, где он может консолидироваться под давлением перекрывающих слоев и образовывать новую породу.

Характер вновь формируемой породы зависит от типа от­кладываемого вещества. Например, очень мелкие частицы не могут покоиться в быстротекущей воде или в воде, перемеши­ваемой волнами. Процессы отложения изучены очень детально, но для нас достаточно лишь указать на их важность. С тече­нием времени накапливается все больше и больше материала, меняются распределение течений и глубина морского дна, по­этому выветрившееся вещество может начать поступать из дру­гой части горной системы и отличаться от ранее отложенного структурой или химическим составом. В результате породы, сформировавшиеся на морском дне, образуют последовательно перекрывающие друг друга слои (рис. 45 и 46).

Материал, снесенный реками,— не единственный возможный источник формирования пород. Наиболее важное исключение составляет, например, известняк, хотя это тоже осадочная по­рода. В данном случае откладываемый материал образуется в самом море, а именно, в его теплых неглубоких частях, и со­стоит главным образом из раковин и скелетов умерших мор­ских организмов, падающих на морское дно. Если к ним не примешивается другое вещество, то получается чистый мел или известняк, но при определенных условиях карбонатные осадки могут играть роль природного цемента, связывающего частицы, сносимые реками или переносимые вдоль берега океаническими течениями.

Перекрывающие друг друга в процессе осадконакопления слои называют пластами. Их поверхности приблизительно па­раллельны, а толщина меняется в соответствии со скоростью накопления материала и длительностью этого процесса. В не­нарушенной последовательности пластов самые древние породы залегают внизу, а самые молодые — наверху. В осадочных по­родах часто находят раковины или скелеты животных и расте­ний, которые были захоронены в осадках во время их накопле­ния. Эти останки называют окаменелостями (рис. 47). При хо­рошей сохранности они играют важную роль в определении возраста породы. В течение геологической истории сменялись типы живших вместе организмов, так что если обнаружен сход­ный комплекс окаменелостей в двух различных слоях, можно быть уверенным в том, что они отложились примерно в одно и то же время. Например, южно-австралийские песчаники мо­гут содержать те же окаменелости, что и совершенно не похо­жие на них породы Новой Гвинеи; это помогает скоррелировать последовательности пластов в этих двух районах. Полная по­следовательность пластов, начиная с древнейших и кончая са­мыми молодыми, называется геологическим разрезом. Задача датирования определенного геологического события сводится, таким образом, к отысканию его правильного места в этом раз­резе (рис. 48).

Определить длительность тех или иных геологических пе­риодов нелегко. В настоящее время хорошие оценки могут быть получены путем измерения содержания в породах радиоактив­ных веществ. Школьник, знающий имена королей и королев Англии в хронологическом порядке, знает, что события, отно­сящиеся к правлению Карла II, происходили раньше, чем со­бытия, относящиеся к правлению Георга IV, даже если ему не­известны даты этих правлений. Если он прикинет среднюю про­должительность одного правления, то сможет неплохо определить временной интервал в годах. Точно так же геолог знает, что кембрийские породы древнее юрских, т. е. может верно установить хронологический порядок явлений, даже не зная скорости процесса.

В одном месте чаще всего можно обнаружить лишь огра­ниченный отрезок геологического разреза, поэтому полное де­шифрирование истории Земли — процесс кропотливый. Проф. Коттон сравнил его с попытками собрать целую книгу из боль­шой кипы поврежденных экземпляров, разорванных на части по несколько страниц в каждой. Таблица геологических перио­дов с последними оценками их длительностей приводится в приложении.

Во многих районах земного шара вулканы давно прекра­тили, активную деятельность. Житель Индонезии, Японии или Гавайских островов не удивится, если узнает, что породы на окружающих склонах когда-то были расплавленной лавой, а почва на полях — горячей золой. То же в равной степени бу­дет справедливо и для ряда районов Шотландии, Соединенных Штатов или Франции. В этих районах, а также в районах со все еще сильной вулканической деятельностью мы обнаружи­ваем второй важнейший тип пород. Такие породы называют изверженными, что прямо указывает на их вулканическое про­исхождение. В некоторых случаях они и в самом деле вышли на поверхность земли в раскаленном состоянии, излившись в виде лавы из жерла вулкана; в других случаях они внедри­лись в толщу слоев и затвердели, оставшись захороненными до тех пор, пока эрозия не вывела их на поверхность. В обоих случаях они когда-то были достаточно раскалены и пластичны для того, чтобы более или менее свободно растекаться, а затем охладились и раскристаллизовались, приобретя современный облик. Поскольку эти породы некогда находились в глубинах Земли, они представляют большой интерес для геофизиков, так как помогают им подтверждать гипотезы о внутреннем строе­нии Земли.

Третий основной класс — метаморфические породы — за­нимает промежуточное положение между двумя рассмотрен­ными выше. В своем первоначальном виде метаморфическая порода могла принадлежать любому из них, но затем ее харак­теристики настолько изменились вследствие глубокого захоро­нения и воздействия высоких температур и давления, процес­сов охлаждения и кристаллизации или же температурного воз­действия внедрившейся вблизи нее магмы, что ее необходимо считать породой нового типа. Границы между указанными тремя классами пород не вполне четки, однако это деление весьма полезно.

Преобразования поверхности земли — процесс разносторон­ний. Из приведенного описания может показаться, что породы на суше — изверженные, метаморфические и осадочные — обречены на эрозию, транспортировку реками и отложение где-ни­будь на морском дне. Но это лишь часть процесса. Так как 3/4 поверхности суши сложено осадочными породами, следова­тельно, на каком-то этапе часть морского дна вновь превраща­ется в сушу. Это происходит главным образом в результате процесса орогенеза, или горообразования. Детали этого про­цесса до сих пор неясны, и позже мы к ним вернемся.

Представляется вероятным, что формирование горных си­стем начинается с заполнения мелководного бассейна боль­шими массами осадков (рис. 49). По мере накопления осадков поддерживающее их дно бассейна все более деформируется и прогибается. Такую структуру называют геосинклиналью. По­скольку дно геосинклинали погружается на все большую глу­бину, оно ослабляется повышенной температурой. Под воздей­ствием сжимающих напряжений в земной коре толща осадоч­ных пород сминается, воздымается, и над водой возникает суша в виде нового горного хребта. К этому времени старый конти­нент, служивший источником сноса, оказывается в значительной мере размытым, и возникновение нового хребта существенно меняет систему стока. Эрозия будет продолжаться по-прежнему и, возможно, приведет к формированию новой геосинклинали и новому периоду горообразования. Таким образом, протекает циклический процесс, который оправдывает заявление одного из известных геологов о том, что здесь «нельзя обнаружить на­чала и не видно конца».

Одним из следствий горообразования являются часто встре­чающиеся перерывы в осадконакоплении, о которых уже упо­миналось. Хотя и можно найти достаточно длинные последо­вательности напластований, но их нужно долго искать. Часто породы изогнуты и смяты в странные формы, разбиты трещи­нами и раздроблены под воздействием напряжений (рис. 50). Этот процесс протекает медленно, но результаты его значи­тельны.

На протяжении геологической истории периоды активного горообразования сменялись периодами относительного покоя, когда протекало осадконакопление. Периоды орогенеза охваты­вают достаточно длинные этапы геологической истории, и их можно проследить на значительных территориях земного шара. Таким образом, можно повсеместно пользоваться основной шкалой времени, вводя в нее лишь небольшие изменения для описания местных особенностей. Правда, стратиграфы могут возражать против такого поверхностного понимания их проблем.

Обрисованная картина горообразования неудовлетвори­тельна во многих отношениях. Для смятия осадков в геосинкли­нали нужны большие сжимающие усилия, но трудно объяснить, откуда они возникают. Геолог может сказать, что произошло, но не может объяснить почему. Происходит это, видимо, по­тому, что причины лежат слишком глубоко в Земле и не остав­ляют следов в приповерхностных породах. В следующей главе мы увидим, как физики проникают несколько глубже геологов.

Душою мы способны постигать Вселенной нашей дивное строенье.

Кристофер Марло. Тамерлан Великий.

Земля имеет форму шара диаметром 12,7 тыс. км, обращаю­щегося вокруг Солнца на расстоянии около 150 млн. км. С по­мощью бурения человек смог проникнуть менее чем на 10 км из 6,4 тыс. км, отделяющих нас от ее центра, но и эти сква­жины плохо характеризуют ее внешнюю оболочку. Остальные сведения о Земле кропотливо собирают из косвенных данных, большую часть которых дает сейсмология; важную роль играют также астрономия и другие разделы геофизики.

По мере вращения Земли вокруг своей оси и ее движения по околосолнечной орбите Солнце, Луна и другие небесные тела оказываются то по одну, то по другую сторону ее эквато­риальной плоскости. В результате их гравитационного притя­жения Земля испытывает колебания. Эти колебания называ­ются нутацией и могут быть измерены путем точной фиксации положения удаленных звезд. Ожидаемая величина колебаний зависит от распределения масс внутри Земли. Если бы все тя­желые элементы были сконцентрированы во внешней ее части, как, например, обод у махового колеса, возмутить ее движение было бы гораздо труднее, чем в случае однородного ее строе­ния. К концу прошлого века астрономы удостоверились в том, что в ее центре находится тяжелое ядро. Олдхэму в 1906 г. уда­лось доказать его существование с помощью сейсмических волн, а Гутенбергу несколькими годами позднее — произвести точ­ные определения его размеров.

До последнего времени ученые полагали, что Земля вначале была раскаленным телом; основные моменты ее последующей истории можно было объяснить тем, что с тех пор она посте­пенно остывала. Недавно эти положения подверглись сущест­венному пересмотру. Некоторые астрономы все еще считают, что вещество Земли было некогда исторгнуто из Солнца или вырвано из него гравитационным притяжением проходящей звезды; большинство ученых, однако, сейчас полагают, что Земля сформировалась из холодного материала, захваченного из космоса солнечным притяжением или же в процессе форми­рования самого Солнца.

Мало кто сомневается в том, что внутренняя часть Земли раскалена. Измерения в шахтах и глубоких скважинах пока­зывают, что с увеличением глубины на 1 км температура под­нимается примерно на 25 °С. Не так уж сильно нужно углу-

биться, чтобы достичь условий, при которых все встречающиеся на поверхности породы должны расплавиться и превратиться в нечто напоминающее лаву, изливающуюся из вулканов. Не­которые испытывают тревогу по этому поводу подобно героям пьесы Георга Бюхнера  (Г. Бюхнер, Смерть Дантона):

Первый господин. Надеюсь, вы не боитесь?

Второй господин. Видите ли, земная кора так тонка: я опасаюсь всегда, как бы не провалиться сквозь нее, когда встречаю такую дыру. Надо ходить с осторожностью, иначе можно ее проломить.

Наблюдаемое у поверхности быстрое увеличение темпера­туры не может долго продолжаться, ибо в этом случае темпе­ратура в центре Земли была бы выше, чем на Солнце. Своим теплом Земля, по-видимому, в большей степени обязана не на­следию давней истории, а своей нынешней радиоактивности. Только в земной коре количество радиоактивных веществ более чем достаточно для того, чтобы объяснить им величину всего выходящего через земную поверхность теплового потока. Пред­ставляется очевидным, что если вначале Земля и не состояла из расплавов, то вскоре, по мере концентрации достаточно большого количества вещества вокруг первоначального ядра, она должна была расплавиться. Важный вопрос, стоящий перед геофизиками, состоит в том, нагревается или остывает Земля в настоящее время.

Три основные части Земли — кора, мантия и ядро — должны были сформироваться довольно рано. Гравитационное притяже­ние концентрировало более тяжелые элементы в центральное ядро и помогало более легким компонентам мантии отделиться от нее и образовать кору. В 1799 г. Генри Кавендиш провел знаменитый опыт по измерению массы Земли и обнаружил, что средняя плотность нашей планеты почти вдвое превышает сред­нюю плотность приповерхностных пород. Естественно задаться вопросом: что за вещество находится в более глубоких частях ее недр?

Одним из предметов дискуссий являются результаты хими­ческого анализа вещества метеоритов, обычно считающихся либо остатками разрушенной планеты, либо избыточным мате­риалом, оставшимся после завершения формирования больших планет. Трудно судить, насколько представительными являются метеориты, достигающие поверхности земли, но в этом веще­стве выделяются два основных компонента: порода, состоящая большей частью из соединений кремния, и металл. Есть осно­вания провести аналогию между существованием этих двух ти­пов вещества, с одной стороны и ядра и мантии Земли — с другой.

Посмотрим, насколько этот вывод подтверждается поведе­нием сейсмических волн. Начнем с земной коры, более зна­комой , для нас, затем углубимся по направлению к ее центру.

В одной из предыдущих глав мы рассмотрели, как можно с помощью отраженных волн измерить характеристики слоев, слагающих земную кору. В верхних ее частях, где свободно протекают геологические процессы, картина очень сложна и даже хаотична. Скорость Р-волн в зависимости от свойств по­род может меняться от 2 до 6 км/с и более; у основания коры в большинстве районов отмечается резкое увеличение скорости. Это происходит на границе Мохоровичича, ниже которой ско­рость Р-волн практически повсеместно несколько превосходит 8 км/с.

Толщина коры весьма изменчива. Под континентами она обычно равна 30—35 км, причем большим горам, значительно превышающим средний уровень поверхности земли, почти всегда сопутствуют глубокие «корни». Так, в Тибете толщина коры оказалась более 70 км.

Подобно тому как высоким горам отвечает мощная кора, глубоким океанам отвечает тонкая кора; в строении континен­тальной и океанической коры имеются различия. На рис. 51 по­казан ряд разрезов. На континентах граница Мохоровичича расположена гораздо глубже, чем в океанах. Обычно ее обна­руживают по резкому увеличению скорости Р-волн примерно до 8,1 км/с. Фундамент, на котором лежит покров осадочных пород, обычно сложен твердыми кислыми кристаллическими породами, которые сейсмологи обычно называют гранитными (геолог, правда, поспешит заметить, что это не всегда гранит). Ниже гранитного слоя лежит второй слой более основных по­род, который обычно называют базальтовым, а иногда проме­жуточным. Часто на границе между этими двумя слоями, ко­торую называют границей Конрада, скорость волн резко меня­ется, но в некоторых районах происходит более постепенный переход, распределенный по всей толщине коры.

В более тонкой океанической коре гранитный слой исчезает. Некоторые считают, что в глубочайших районах океана все, что можно обнаружить выше границы Мохоровичича,— это не­сколько сот метров ила и 5—6 км морской воды; недавние из­мерения, однако, показывают, что почти всегда имеется не­сколько километров базальтового вещества, так что основание коры находится примерно на 10 км ниже уровня моря.

Волны от близких землетрясений и взрывов являются не единственным источником информации о свойствах и толщине земной коры. Совершенная техника используется также для записи поверхностных волн. Метод анализа этих волн основан не на времени их прихода, а на структурных особенностях, для лучшего понимания которых нам нужно уточнить значения не-

скольких терминов, используемых сейсмологами при исследова­нии волн.

На рис. 52 показана довольно обычная волна, которую мате­матики называют синусоидальной. Одна из замечательнейших особенностей синусоидальных волн состоит в том, что волны любой другой формы (в том числе с острыми изломами) можно. получить путем сложения достаточно большого числа синусоидальных волн с различными параметрами. Если для этого про­стейшего случая волны В, F   и   J — последовательные   горбы, a D, H и L — последователь­ные впадины, то расстояние от В до F, от F до J, от D до Н и от Н до L одинаковы. Это расстояние называется длиной волны и часто обозна­чается греческой буквой k (см. рис. 52,а).

Разность высот PQ между горбами и впадинами иногда называют амплитудой; чаще, однако, это наименование при­сваивают величине РА — мак­симальному отклонению от нулевого уровня в одну сто­рону. Будем использовать сло­во «амплитуда» для величины РА. У синусоидальной волны длина и амплитуда постоян­ны. Если длина волны меня­ется, происходит дисперсия (см. рис. 52,6), а если амплитуда убывает — затухание (см. рис. 52, в).

При движении   волны   через   данную   точку   будет   ежесе­кундно проходить определенное число горбов. Это число назы­вают частотой волны. Частота, скорость и длина волны свя­заны между собой очень простыми соотношениями: скорость = частотах длина волны v = nk; частота = скорость/длина волны n = v/k.

Поскольку наиболее интересные для сейсмолога частоты обычно меньше, чем единица в секунду, он чаще всего рабо­тает с периодом. Это интервал времени между приходами двух последовательных горбов — величина, обратная частоте. Зна­чит, частоте полцикла в секунду отвечает период 2 с, трети цикла в секунду—период 3 с и т. д. Один цикл в секунду со­ставляет частоту в 1 Гц.

Если посмотреть на конец записи, или коду на сейсмо­грамме, где записываются L-волны, увидим, что первыми при­ходят волны с самым большим периодом, а затем последова­тельно приходят все более и более короткие волны. Этот про­цесс, который называют дисперсией, является следствием того факта, что хотя землетрясение порождает смешанные поверх­ностные волны с разными периодами, они распространяются с различными скоростями в зависимости от их периода и по мере распространения постепенно рассортировываются. Если знать, где и когда произошло землетрясение, можно определить скорость распространения для каждой величины периода и на­нести результаты на график в виде так называемой дисперси­онной кривой. Форма получаемой кривой зависит от мощности и состава верхних слоев земли вдоль всей траектории от эпицентра до регистрирую­щей станции.

Исследования поверхност­ных волн представляют до­вольно утомительный процесс проб и ошибок. Вначале сле­дует выбрать правдоподобную мощность и скорость распро­странения волн для каждого слоя земной коры и использо­вать эту модель для расчета дисперсионной кривой. После этого нужно сравнить резуль­тат с кривой, полученной по записи землетрясения. Если они не совпадают, следует изменить какие-то исходные параметры и начать все сна­чала. К счастью, электронно-вычислительные машины изба­вили нас от большей части этой работы, и можно найти модель, достаточно точно сов­падающую с наблюдениями, даже если вдоль траекторий происходят существенные из­менения    в    толщине    земной коры. На рис. 53 показано поведение волн Лява и Релея и их распространение в континентальной и океанической корах.

Существуют, конечно, и другие способы получения инфор­мации о земной коре. Геологи получают полезные сведения, анализируя разновидности лавы из вулканов в различных районах мира. Точные измерения силы тяжести позволяют ус­тановить места залегания более тяжелых или более легких по­род. Информацию о глубоких недрах земной коры дают изме­рения электрических токов в толще пород, а также магнитного поля Земли. Все эти исследования помогают дополнить кар­тину, получаемую в результате изучения отраженных и по­верхностных сейсмических волн.

В подкоровых слоях знакомые нам породы отсутствуют. На глубине 30 км, где температура равна примерно 1200 °С, их можно было бы считать расплавленными, однако жидкими они не становятся. Этому препятствует огромный вес вышележа­щих толщ. Тем не менее они постепенно теряют свои индиви­дуальные  черты   и  становятся   единой   расплавленной  смесью. Хотя остаются небольшие локальные вариации ее состава, ти­пичная для пород коры неоднородность исчезает.

Чтобы представить физическое состояние пород на такой глубине, лучше всего, вероятно, сравнить их с твердой смолой, которая может быть настолько твердой, что ее следует раска­лывать ударами молотка; но если вы оставите кусок такой смолы на ночь на скамейке, она постепенно растечется. При медленном воздействии на нее она ведет себя как жидкость, а при быстром силовом воздействии — как хрупкое твердое тело. Реагируя на волны, верхняя часть мантии ведет себя как упругая среда, а для медленных геологических деформаций — как пластичная, и в ней могут иметь место медленные дви­жения.

К числу важнейших процессов относятся те, которые про­исходят вследствие конвекции (их последствия будут рас­смотрены ниже). Конвекция — это перенос тепла из одного места в другое путем физического перемещения разогретого ве­щества. Порода, нагретая от контакта с раскаленным вещест­вом в глубоких недрах Земли, будет расширяться, становясь менее плотной, чем окружающая среда, и, как следствие этого, иметь тенденцию к всплыванию. Приближаясь к поверхности, она может отдавать свое тепло, сжиматься, становясь плотнее, и вновь опускаться вглубь. Этот процесс порождает гигантские циркуляционные течения, которые переносят тепло из глубин Земли к поверхности.

Поскольку нисходящие потоки плотнее восходящих, суще­ствуют региональные различия в составе мантии; проследим лишь за изменением ее свойств с глубиной. В самом первом приближении сейсмические волны распространяются все быст­рее и быстрее по мере проникновения в глубь мантии. Непо­средственно под границей Мохоровичича скорость Р-волн при­мерно равна 8,1 км/с, а у границы ядра она доходит до 13,6 км/с. Соответствующие значения для S-волн составляют 4,4 и 7,3 км/с. На глубине 700 км —самой большой глубине, на которой фиксируются землетрясения,— заметных изменений в скоростях не происходит, однако глубокие землетрясения бы­вают лишь в немногих районах земного шара, так что можно ожидать, что связанные с ними изменения физических свойств мантии также локализованы некоторым определенным об­разом.

Скорость сейсмической волны зависит от плотности и жест­кости вещества, через которое она проходит. Увеличение плот­ности приводит к снижению скорости, а в случае повышенной жесткости волна распространяется быстрее. С увеличением глубины вещество испытывает все большее и большее сжатие под увеличивающимся весом вышележащих пород, однако воз­растание скоростей волн свидетельствует о том, что увеличе­ние плотности должно быть менее быстрым, чем соответствующее увеличение жесткости. Тем не менее бывают исключения из этого общего правила, впервые отмеченные в связи с изуче­нием поведения звуковых волн в глубинах океана.

В океанах температура воды довольно быстро снижается до глубин порядка 1,5 тыс. м, где она близка к точке замерзания. На больших глубинах снижение температуры происходит го­раздо медленнее. Скорость звука в воде зависит как от темпе­ратуры, так и от давления, и совместное влияние этих двух факторов приводит к тому, что на указанной глубине он рас­пространяется медленнее, чем на больших или меньших глу­бинах. Если на этой глубине взорвать небольшой заряд, то далеко не все волны смогут достичь поверхности. Волны, исхо­дящие из источника под недостаточно большим углом к гори­зонтали, будут «пойманы» в узком канале после многократных отражений. Многие из них передаются таким образом на очень большие расстояния, пока наконец не поглощаются. Взрывы небольших зарядов, содержащих всего несколько килограммов взрывчатки, могут вполне отчетливо регистрироваться на рас­стояниях в несколько тысяч километров. Этот звуковой канал в океане называют слоем Софар. Было предложено использо­вать его для передачи сигналов от терпящих бедствие судов, паромов и самолетов специально оборудованным станциям с помощью взрыва небольших зарядов.

В самых верхних, подкоровых слоях мантии до глубины по­рядка 100 км происходит нечто похожее. Эту область назы­вают астеносферой (от греческого «а» — не и «стенос» — сила). В ней породы оказались в большей степени ослаблены повы­шенной температурой, чем уплотнены вышележащим вещест­вом. В результате скорость сейсмических волн в этой области ниже, чем у основания коры. На больших глубинах она вновь повышается вследствие повышения давления, и образуется та­кой же низкоскоростной канал, как и в океане. Наличие этого канала запутывает картину времен пробега Р- и S-волн, реги­стрируемых на расстояниях от 15 до 20°. Профессор Римского университета Калои первым связал это явление с падением скоростей волн в астеносфере и их распространением вдоль канала подобно звуковым волнам под акустическим сводом.

Вещество пород, лежащих выше астеносферы, называют ли­тосферой (от греческого «литос» — камень). Ранее термин ли­тосфера использовался для обозначения коры. Теперь им обо­значают гораздо более обширную область; поскольку для нее нельзя определить четкую границу типа границы Мохорови­чича, ее толщину оценить трудно.

Астеносфера не является единственным низкоскоростным каналом в толще земли. Проф. Гутенберг предположил, что во многих районах земного шара можно найти еще один такой канал в пределах коры. Под воздействием высокой темпера­туры и давления кварц изменяет  свое   физическое   состояние. Эти изменения могут иметь место на глубине примерно 10 км, где и отмечается снижение скоростей волн, приводящее к со­зданию канала (рис. 54). Если очаг землетрясения находится в пределах слоя, в котором скорость распространения волн меньше, чем в выше- и нижележащих слоях, то волны, выхо­дящие в некоторых направлениях, «ловятся» в низкоскорост­ном канале. На рис. 54 изображен разрез, в котором скорость волн возрастает от 6 км/с у поверхности до 7 км/с на глубине 10 км, затем падает до 6 км/с на глубине 15 км и возрастает вновь примерно до 7,5 км/с у границы Мохоровичича. Волны, выходящие из очага круто вверх (А), достигают поверхности как обычные волны Pg. Волны, выходящие круто вниз (D), от­ражаются от границы. Волны, имеющие менее наклонную тра­екторию (С), преломляются на границе, проходят ниже ее и возвращаются к поверхности как волны Рп. В промежуточном диапазоне (В) волны локализуются в пределах канала. Волны, распространяющиеся по этому каналу, обнаружены в конти­нентальных районах. С учетом его существования оценки тол­щины континентальной коры меняются на несколько километ­ров. Океаническая же кора, толщина которой меньше 10 км, не содержит таких каналов.

Приведенная выше интерпретация позволяет решить две давние проблемы. Измеряя скорость волн, вызванных взрывом у поверхности земли, получаем несколько более высокие зна­чения, чем для сейсмических волн. Это явление загадочно, по­скольку известно, что эти волны одного и того же типа и рас­пространяются они в одних и тех же породах. Скорее можно было ожидать противоположных результатов, поскольку сейс­мические волны идут по более глубоким траекториям. Проф. Гутенберг сумел вполне убедительно объяснить полученные результаты, предположив, что очаги землетрясений лежат в пределах низкоскоростного канала. Одновременно оказалось возможным отбросить то странное предположение, что Р- и 5-волны генерируются очагом в разные моменты.

В 1957—1958 гг. геофизики разных стран мира выполняли совместные исследования по специальной программе, известной под названием Международный геофизический год. Было по­лучено много новых результатов изучения земной коры. Новые сейсмические станции были организованы в Антарктиде и дру­гих недостаточно охваченных наблюдениями районах земного шара. Успех этой программы был настолько очевиден, что проф. В. В. Белоусов из московского Института физики Земли в 1960 г. предложил организовать работы еще по одной про­грамме, направленной на изучение верхней мантии. Многие геофизики поддержали его мнение о том, что ответы на неко­торые загадочные вопросы, по-видимому, следует искать в про­цессах, происходящих в подкоровых слоях Земли.

Одним из наиболее впечатляющих проектов, которые пред­полагалось включить в эту программу по американскому пред­ложению, заключался в бурении скважины через всю земную кору с тем, чтобы получить образец вещества мантии для не­посредственного изучения и анализа в лаборатории. На боль­шей части суши граница Мохоровичича лежит под толщей по­род по меньшей мере на глубине 20—30 км, поэтому решено было пробурить скважину «Мохоул» через сравнительно тон­кую океаническую кору, работая с плавучей базы. Предстояло преодолеть огромные технические трудности, но оказалось, что политические трудности еще больше. В 1966 г. Конгресс США отклонил программу «Мохоул», так что мы до сих пор не имеем образца вещества мантии.

К счастью, некоторые части проекта по изучению верхней мантии выполнялись более успешно. К их числу относятся глу­бинное бурение в нескольких районах СССР, новые измерения толщины коры, а также оригинальные исследования времени пробега сейсмических волн. В дальнейшем мы вернемся к рас­смотрению процессов, происходящих в верхней мантии; многие из них были осмыслены лишь в последние десять лет.

Что же можно обнаружить, проникнув в конце концов за границу Мохоровичича? С точки зрения химии мантия состоит большей частью из силикатов магния, в меньшей степени — из окислов железа и алюминия со следами натрия и кальция. Если говорить о породе, то наиболее вероятной является плот­ная ультраосновная порода дунит, состоящая главным образом из оливина; это, однако, не более чем аргументированная до­гадка.

При переходе от мантии к ядру изменения происходят очень быстро — на протяжении максимум нескольких километ­ров. При этом изменяется как состав вещества, так и его состояние.

На границе ядра 5-волны наталкиваются на непроходимый барьер, а Р-волны продолжают свой ход, хотя их скорость вновь   падает  до   8,1   км/с   (рис. 55).   На   поверхности   земли неспособность вещества про­пускать S-волны рассматри­вается как важнейший при­знак его жидкого состояния. Хотя по этому признаку ядро является жидким, было бы за­блуждением считать, что оно ведет себя как вода. Здесь трудно подобрать аналогию; следует думать, что вещество ядра совершенно не похоже ни на что встречаемое нами на поверхности земли. Ядро гораздо плотнее мантии. Сред­няя плотность Земли в 5,5 раза превосходит плотность воды, тогда как средняя плотность поверхностных пород превосхо­дит ее лишь примерно в 2,5 раза. В мантии плотность в среднем равна 5, поэтому значительная часть массы при­ходится на ядро; плотность большей его части равна 10—12, а в центре может до­стигать 17. Некоторые геофи­зики считают, что такая высо­кая плотность возникает из-за концентрации тяжелых металлов типа железа и никеля, другие же считают возможным объяснить ее более плотной упаковкой атомов вещества под воздействием на них высокого давления. Вероятно, окончательный ответ на этот вопрос будет получен еще не скоро.

Существование резкой границы между мантией и ядром дает нам еще один ключ к определению температуры в центре Земли. На такой глубине она должна быть достаточно высока, чтобы расплавить металлы, слагающие ядро, но недостаточно высока, чтобы расплавить контактирующие с ними силикаты мантии. Эти границы достаточно узки; вероятная температура оценивается величиной 3600°С. Поскольку ядро состоит из ме­таллов, оно хорошо проводит тепло, и внутри него заметного повышения температуры быть не может.

Вскользь уже упоминалось о том, что ядро имеет непростое строение и изменчиво по своим свойствам. В 1936 г. датский сейсмолог Инге Леман исследовала записи землетрясений, в том числе новозеландских 1928 и 1931 гг. в Мерчисоне и Хокс-Бей. Из этих записей следовало, что на станции, которые должны были бы находиться в затененной зоне, приходила волна Р-типа. Это можно объяснить существованием внутреннего ядра радиусом около 1250 км, которое обладает су­щественно большей плотно­стью, чем его внешняя часть. Обозначим волны, прошедшие через внутреннюю часть ядра, буквами I (для Р-типа), и J (для 5-типа). В настоящее время с определенностью на­блюдалась волна PKIKP, су­ществование же волны PKJKP все еще очень сомни­тельно. Если эта волна суще­ствует, то есть основания по­лагать, что она не очень ин­тенсивна, так что ее можно зарегистрировать лишь при сильных землетрясениях. Из других соображений представ­ляется вероятным, что внут­реннее ядро Земли твердое; регистрация волны PKJKP явилась бы долгожданным доказательством этого. На рис. 55 показано изменение плотности и скорости сейсмических волн с глубиной. Теперь можно нарисовать окончательную картину внутреннего строения Земли (рис. 56).

Хотя у нас и есть обоснованная уверенность в том, что внутреннее ядро твердое, его плотность очень неопределенна. Вряд ли она меньше 15, а по некоторым достаточно обоснован­ным соображениям она может достигать 20. Возможным путем ее уточнения является изучение поверхностных волн очень большого периода.

Чем больше период поверхностной волны, тем большая часть Земли участвует в ее распространении. Поэтому появле­ние ультрадлиннопериодных сейсмографов означало, что по­верхностные волны теперь приносят пользу не только при изу­чении земной коры. С их помощью были изучены также свой­ства мантии, а затем и Земли в целом.

Очень сильные землетрясения типа чилийского (1960 г.) и аляскинского (1964 г.) заставляют Землю колебаться всей мас­сой наподобие желе. Возможны два основных типа колебаний, которые называют крутильными и сфероидальными (рис. 57). При крутильных колебаниях поверхность земли смещается в разные стороны; в простейшем случае два полушария сме­щаются в противоположных направлениях. При сфероидаль­ных колебаниях частицы перемещаются в радиальном направ­лении, так что Земля попеременно вздувается на экваторе и растягивается у полюсов наподобие мяча для регби. Этот тип колебаний напоминает колебания большого купола; иногда их можно наблюдать также у висячей капли воды.

Конечно, эти колебания происходят очень медленно. Основ­ной глубокий тон имеет период приблизительно I ч; он ослож­нен рядом обертонов. Точный период этого тона, характер обертонов и закономерность угасания всей серии колебаний связаны с распределением плотности и упругости по объему Земли. От начала колебаний такого рода до их полного угаса­ния проходит очень много времени. Хорошо сконструированные маятники могут обнаруживать их спустя несколько дней после землетрясения.

Иной, географам на горе,

На карте сдвинет сушь и море...

Сэмюэль Батлер.  Гудибрас.

Сам факт существования материков и океанов нуждается в разъяснении. Если Земля вначале была расплавленной мас­сой, окруженной парами, то она могла в конце концов превра­титься в гладкий шар, равномерно покрытый водой. Изучение земной коры показало, что на континентах и в океанах она различна по строению, толщине и химическому составу. Не­трудно понять, почему эти различия, однажды возникнув, дол­жны были сохраниться.

Толщина коры мала по сравнению с радиусом Земли. Сред­няя разница между уровнями континентов и океанского дна еще меньше — всего 5 км. Конечно, между дном самой глубо­кой океанской впадины и вершиной Эвереста разница около 20 км, однако такие большие отклонения от среднего являются исключениями, и работа геологических процессов активно их снижает. Принципиальное различие в уровнях континентов и дна океанов относится к явлениям другой категории.

Если пустить плавать в корыто с водой куски дерева од­ного сорта, но различной формы и размеров, то увидим, что большой чурбан, заметно выступающий из воды, затоплен на значительную глубину, а дощечка, почти не видная над по­верхностью воды, практически в нее не погружена (рис. 58). Природа явления, благодаря которому легкое вещество, сла­гающее континенты, держится на более плотном веществе ман­тии, немногим отличается от плавания. Если бы каждый «ку­сок» континента мог независимо выбирать свой уровень, можно было бы ожидать, что под горными хребтами кора опустится гораздо глубже, чем под равнинами, а основание тонкой океа­нической коры окажется намного ближе к поверхности, чем основание континентов. Этот тип равновесия называется изостазией (от греческих слов «изос» — равный и «стазис» — по­ложение).

На проявление изостазии на Земле указывает ряд призна­ков; например, волны от близких землетрясений, проходящие под горными хребтами, замедляются их корнями. Но более обычным методом исследований являются измерения силы тя­жести.

Представим себе, что мы укрепили отвес где-нибудь посре­дине   большой   континентальной   равнины    (рис.  59).   Легкие породы коры и залегающее ниже вещество мантии лежат под нами, простираясь во всех направлениях ровными слоями. В этих условиях под воздействием гравитационного притяже­ния отвес будет висеть прямо, указывая на центр Земли. Представим теперь, что с од­ной стороны от отвеса мы на­громоздили горный хребет, больше ничего не меняя. Те­перь с одной стороны масса больше, чем с другой, поэтому гравитационное притяжение этой массы должно слегка сдвинуть отвес в свою сто­рону.

Когда проводят подобного рода измерения вблизи насто­ящих гор, то обнаруживают, что эффект их притяжения не­велик. Это объясняется тем, что горы имеют корни, уходя­щие в глубь мантии. Сложены они породами того же типа, что и континентальная кора. Корни вытесняют значитель­ное количество тяжелого ве­щества, так что по обе сторо­ны от отвеса остается пример­но одинаковая суммарная масса.

Районы, в которых соблю­дается такое равновесие, на­зывают изостатически уравно­вешенными. Большая часть Земли, по-видимому, очень близка к условиям равнове­сия. В других районах равно­весие нарушается, т. е. наблюдается аномалия силы тяже­сти. Измерить смещение вися­чего отвеса трудно; для упро­щения картирования гравита­ционного поля Земли изобре­тены портативные приборы, названные гравиметрами (рис. 60). По существу это не что иное, как чувствительная пру­жинка, на конце которой под­вешен груз. Когда гравитаци­онное притяжение увеличива­ется, пружинка растягивается, а когда избыточное притяже­ние снимается, она вновь сжи­мается. Фактические колеба­ния притяжения очень невели­ки, поэтому пружина должна быть очень чувствительна и защищена от колебаний тем­пературы и механических воз­действий. Но даже в этом слу­чае при интерпретации пока­заний возникают проблемы, поскольку приходится слож­ным образом учитывать рельеф местности, высоту над уров­нем моря и отклонения плотности близлежащих пород от нор­мальной в силу местных особенностей геологического строения.

Аномалии силы тяжести в неуравновешенных районах могут быть положительными или отрицательными. Районы, в которых притяжение больше нормального, имеют тенденцию к погруже­нию, а районы, где оно меньше,— тенденцию к воздыманию. Существует много причин аномалий. Когда эрозия разрушает горные хребты и породы транспортируются реками в море, опу­скаясь на его дно, происходит как бы нарушение размещения баланса на судах-континентах, вещество же подкоровых слоев оседает очень медленно, поэтому на достижение нового поло­жения равновесия уходит значительное время. В этих условиях горные хребты имеют постоянную тенденцию к воздыманию, а кора под мелководными морями, в которых происходит отло­жение вещества, прогибается. Эти разнонаправленные процессы приводят к возникновению напряжений в земной коре.

Но одними лишь изостатическими силами нельзя объяснить смятие, растрескивание и поднятие толщ горных пород. Кора также испытывает воздействие медленных, но мощных движе­ний нижележащей мантии, порожденных в конечном счете вну­тренним теплом Земли.

Каждый континент имеет «ядро», сложенное очень древними кристаллическими породами. Рельеф ядра в основном изменился под воздействием выветривания, однако деформации, активно проявляющиеся на краях континентов, его не затронули. По всем внешним признакам эти ядра, которые называют щитами, оставались неподвижными если не с сотворения мира, то по крайней мере с докембрия, что с практической точки зрения примерно одно и то же. Но внешность обманчива. Континенты — это плавающие суда, а суда могут перемещаться без ущерба для груза.

Еще в 1620 г. Фрэнсиса Бэкона поразило сходство в очерта­ниях противоположных берегов Атлантики, но лишь в 1910 г. немецкий метеоролог Альфред Вегенер всерьез выдвинул пред­положение о том, что когда-то эти материки вместе с Австра­лией и Антарктидой входили в единый суперконтинент (рис. 61), названный им Пангеей (по-гречески «вся земля»). Предположи­тельно Пангея оставалась единой примерно до начала мезозой­ской эры, после чего распалась на части, которые постепенно расходились, превратившись в современные континенты. Так родилась гипотеза дрейфа континентов.

Геологи быстро обнаружили, что подобие ранее соединенных частей Пангеи далеко не ограничивается сходством очертаний их берегов. Целые разрезы горных пород на весьма отдаленных друг от друга континентах оказались совпадающими до удиви­тельных подробностей. Гипотеза была принята ботаниками и зоологами, которые до этого настаивали на существовании за­тонувших впоследствии «мостов» через океаны, которым можно было объяснить сходства растений и животных.

Меньше энтузиазма проявили геофизики. Они готовы были согласиться с тем, что с точки зрения изостазии континенты можно считать гранитными плотами, плавающими на поверх­ности более плотного вещества. Но они знали, что хотя это вещество и пластично, оно также очень вязко; силы, достаточ­ные для раздвигания этих плотов, были им неизвестны. Вегенер выдвинул идею «польфлюхта» (бегства от полюсов), но они склонны были считать эту идею проявлением германского ми­стицизма. И тем не менее геофизики получали данные, объяс­нить которые можно было лишь с этих позиций. Ключ к загадке лежит в законах земного магнетизма.

Земля является магнитом, но не потому, что постоянны­ми магнитами являются желе­зо и никель в ее ядре. На такой глубине температура слишком высока для сущест­вования постоянного магне­тизма. Тот факт, что стрелка компаса или подвешенный кусочек магнитного железняка указывает на полюс, был изве­стен с глубокой древности. В конце 16 в. выяснилось, что это лишь приблизительное направление, фактическая же ориенти­ровка стрелки компаса медленно изменяется. Происходит это потому, что магнитное поле Земли меняется довольно сложным образом.

Во-первых, оно состоит из двух частей. Источником одной служит сама Земля, другая же является результатом взаимо­действия ионосферы (электрически заряженного верхнего слоя атмосферы, отражающего радиоволны) и потоков электриче­ских зарядов, испускаемых Солнцем. Вспышки на Солнце и сол­нечные пятна могут нарушать равновесие этого взаимодействия и вызывать магнитные бури, во время которых прерывается радиосвязь и можно наблюдать полярные сияния. Эти бури, однако, очень коротки и имеют меньшее отношение к сейсмоло­гическим проблемам, чем медленные изменения, влияющие на внутреннее поле Земли.

Земное ядро жидкое, и оно хорошо проводит электричество. Жидкость находится в движении, поэтому в ней циркулируют электрические токи. Все эти движения образуют своего рода самовозбуждающееся динамо, генерирующее внутреннее маг­нитное поле. У этого динамо есть одно важнейшее свойство. Оно неустойчиво. В то время как вращение Земли обеспечивает бли­зость магнитных и географических полюсов, даже малые нару­шения внутренних токов могут изменить направление всего внешнего магнитного поля Земли, так что стрелка компаса будет показывать уже не на север, а на юг.

В историческое время неприятности такого рода не происхо­дили, однако для того, чтобы обнаружить в горных породах следы многих изменений магнитного поля, не надо совершать путешествие в отдаленное геологическое прошлое. Наука, изу­чающая эти явления, называется палеомагнетизмом; она дает нам наиболее убедительные свидетельства реальности дрейфа континентов и существования конвекционных течений в мантии.

Горные породы могут оказаться полезными для палеомаг-нитных исследований во многих отношениях. Когда вещество нагревается более чем до 600 °С, оно теряет магнетизм, если же оно будет вновь охлаждаться в магнитном поле, то намагни­тится в соответствии с направлением этого поля. Таким образом, природный магнетизм изверженных и метаморфических пород регистрирует направление магнитного поля Земли во время их остывания. Осадочные породы тоже могут сохранять такую информацию. Плавающие намагниченные частицы ведут себя как крошечные стрелки компаса, так что в спокойных условиях они, оседая на дно, приобретают одинаковую ориентировку, от­вечающую направлению поля. В очень мощных слоях иногда можно проследить изменения этого направления со времени от­ложения наиболее древнего материала до формирования самых молодых осадков. Даже искусственные материалы типа глиня­ных кирпичей из найденных археологами древних очагов и пе­чей оказываются полезными для изучения палеомагнетизма.

На практике палеомагнитные исследования наталкиваются на большие трудности, поскольку начальный магнетизм породы мог нарушаться многими способами. Изучение большого числа образцов позволяет все же восстановить историю достаточно надежно. После того, как сделаны предположения об измене­ниях поля, можно определить ориентацию континента во вре­мена формирования слагающих пород и проследить его блуж­дания. В деталях есть расхождения с положениями Вегенера, однако сам факт значительных перемещений континентов в це­лом сейчас является бесспорным.

Магнитные исследования на море менее утомительны по сравнению со сбором образцов строго ориентированной породы и точными лабораторными измерениями, ведущимися на суше. Здесь достаточно буксировать за кораблем магнитометр, веду­щий непрерывную запись. Поскольку геологическое строение океанского дна обычно нарушено в меньшей степени, чем строе­ние континентов, отпадает также необходимость в сложном кар­тировании, позволяющем делать предположения о характере нарушения и смятия толщ пород с момента приобретения ими магнитных свойств. Это очень кстати, потому что в морской гео­логии часто сталкиваются с обескураживающими трудностями. Море покрывает 70 % поверхности Земли. Большая часть на­ших сведений из геологии относится к остальным 30 %. Какие бы предположения ни выдвигались, ограничиться геологией конти­нента — значит получить искаженную картину. Океанографы осознали необходимость разработки корректирующих методов, и в 50-е годы, особенно во время Международного геофизиче­ского года, было совершено много важных океанографических путешествий. Американцы работали как в Атлантике, так и в Тихом океане, русские занимались проблемами Тихого океана и арктических льдов, крупные экспедиции предприняли фран­цузы, японцы и датчане. Их огромный вклад в биологию и ис­следования океанских течений, температуры и солености мор­ской воды сейсмологов не касаются. Их интересует составление подробных топографических карт океанского дна, опробование донных осадочных пород и изменение мощности осадков сейс­мическими методами.

Ранее уже было известно, что Атлантика разделена на вос­точную и западную части высоким подводным хребтом, у кото­рого выходами на поверхность являются Исландия и цепочка более мелких островов: Азоры, Св. Елена и Тристан-да-Кунья. Было известно и то, что такие же хребты пересекают дно других океанов. Новым оказался вывод о том, что эти срединно-океанические хребты связаны между собой и образуют единую развет­вленную систему, охватывающую большую часть земного шара.

Были сделаны и другие удивительные открытия. Вы­яснилось, в частности, что тол­ща осадков на морском дне никогда не бывает очень мощ­ной, и все они имеют неболь­шой возраст. Самые древние образцы относились к мелово­му периоду, и их возраст не превышал 135 млн. лет. Объ­ясняя этот факт, американские океанографы Р. С. Дитц и Г. С. Гесс вспомнили ранее выдвигавшееся предположение о том, что морское дно нахо­дится в движении. В 1963 г. Ф. Дж. Вайн и Д. Г. Мэтьюз нашли подтверждение этому факту, изучив магнетизм дон­ных пород.

В Северной Атлантике, Ан­тарктике и Индийском океа­не было обнаружено, что по­лосы магнитных аномалий па­раллельны осям океанических хребтов и что их очертания по обе стороны от хребтов да­ют почти зеркально отобра­женные картины. Объяснить это было нелегко. Вайн и Мэтьюз предположили, что ба­зальтовая лава, которой сложена большая часть океанского дна, образовалась в вулканах, расположенных вдоль хребтов, а затем была вынесена наружу конвекционными течениями. Остывая, лава намагничивалась полем Земли. Причина одина­кового расположения полос по обеим сторонам от хребта за­ключается в том, что каждый раз, когда менялась полярность магнитного поля Земли, новые потоки лавы намагничивались в   противоположном   направлении   (рис.62).

При таком новом взгляде на формирование океанского дна срединные хребты превращаются в гигантский конвейер, выно­сящий вещество из глубин на поверхность. По рисунку магнит­ных полос можно судить о скорости расширения морского дна. В большинстве районов эта скорость равна всего нескольким сантиметрам в год, однако в масштабах геологического времени она может приводить к движению континентов и обуславливать появление мощных горизонтальных сил, необходимых для об­разования гор, смятия и растрескивания земной коры.

Что же происходит с веществом, достигшим окраин океанов? На этот вопрос возможны два ответа. Оно может нагромож­даться и формировать горы или же затягиваться в мантию теперь уже опускающимся конвекционным потоком. В любом случае можно ожидать здесь проявления энергичной геологиче­ской деятельности; позже мы еще вернемся к этому вопросу. В частности, здесь происходят землетрясения, и нам нужно прежде всего разобраться в том, как сейсмическая активность вписывается в общую схему движений земной коры.

Император Юстиниан запретил под страхом смерти... богохульство и обычай клясться во­лосами на собственной голове на том осно­вании, что такие поступки, как известно, вызыва­ют удары молнии и землетрясения. Этот аргумент представляется мне достаточно веским. Действия, являющиеся причиной землетрясений, столь же не­терпимы, как и действия, ведущие к бунтам и бес­порядкам.

А. Г. Кэмпбэлл. Правосудие и терпимость.

Теперь мы готовы к тому, чтобы оставить в стороне общую связь землетрясений с геологическим и геофизическим разви­тием Земли и посмотреть, каким образом медленное накопление тектонических сил переходит во внезапный сейсмический взрыв.

Во многих местах земной коры имеются разрывы. Когда породы по обе стороны от разрыва смещены настолько, что от­дельные слои не соответствуют друг другу, геологи называют такую трещину разломом (рис. 63). Разлом может образоваться под действием сжимающих, растягивающих или сдвигающих усилий. Каждое из них приводит к смещениям различного вида, и на этом обычно основана классификация разломов. На рис. 64—71 показано, как в действительности выглядят разломы раз­личных типов в разных природных условиях.

Нормальные сбросы обычно считают результатом растяже­ния, а обращенные сбросы — результатом сдавливания. Попе­речные сбросы называют также сбросами по простиранию, по­скольку движение здесь происходит вдоль направления прости­рания (такое название присвоено направлению следа разлома). Если противоположная сторона разлома смещена вправо от на­блюдателя, то движение называют правым боковым, если влево — то левым боковым. Поперечное смещение, конечно, мо­жет сопровождаться более или менее значительным нормальным или обращенный смещением, но обычно доминирует какое-либо одно из них. Слово «нормальный» не нужно понимать в том смысле, что это тип сбросов встречается чаще, чем другие.

Общее смещение по разлому обычно состоит из нескольких этапов. В каждом конкретном районе силы, вызывающие сме­щение, продолжают действовать в течение долгого времени; но это происходит не всегда. Их действие может передаться в дру­гое место, может оказаться прерванным, а затем возобновиться; эти силы могут даже изменить направление.

Геологи заметили, что сильные неглубокие землетрясения иногда сопровождаются появлением новых разломов на поверх­ности земли или возобновлением движения по старым разломам. Первый яркий пример такого движения стал известен после землетрясения 1819 г. вблизи современной границы между Индией и Пакистаном, в результате которого погибло примерно 1500 чел., а на прибрежном солончаке Качский Ранн образо­вался уступ высотой около 3 м. Этот разлом получил название Аллах-Бунд («Божья плотина») за сходство с дамбами, воз­двигнутыми местным правителем для целей ирригации.

После землетрясения в Сан-Франциско 1906 г. Г. Ф. Рид исследовал впечатляющее поперечное смещение на протяжении 300—400 км по гигантскому разлому Сан-Андреас, а также де­формации поверхности на различных расстояниях по обе сто­роны от разлома. На основе наблюдений он выдвинул гипотезу, известную под названием теории упругой отдачи.

Предположим, что на рис. 72 (А) изображен участок по­верхности примерно 50—100 км в поперечнике, причем самые слабые породы залегают вдоль линии ху (например, это может быть старый разлом). Представим себе, что пунктирные ли­нии — это очень длинные прямые заборы, поставленные под пря­мым углом к линии слабых пород, и что поверхность медленно деформируется региональны­ми силами, возникшими в зем­ной коре. Со временем заборы приобретут форму, показан­ную на рис. 72 (Б). Пока это продолжается (а этот процесс может длиться столетие и более), в породах накапли­вается упругая энергия, как в сжатой пружине. В конце концов напряжение может до­стичь такой величины, что сла­бые породы уже не смогут его выдержать и внезапно про­изойдет разрыв вдоль линии ослабления. Таким образом освободится          накопленная энергия (как если бы мы вне­запно отпустили сжатую пру­жину). По обе стороны от раз­рыва породы вернутся в нена­пряженное состояние. Движе­ние проявится наиболее сильно вблизи разрыва, а по мере удаления от него в обе стороны будет постепенно уменьшаться. Волны, порож­денные этим внезапным дви­жением отдачи, и называются землетрясением.

Блочная модель (рис. 73) несколько по-другому иллюстри­рует тот же процесс. Движение может быть горизонтальным, как показано на рисунке, вертикальным или же комбинацией обоих движений, в соответствии с характером напряжений в породах. Если Рид прав, то землетрясения — это не внезап­ные нарушения нормального состояния толщ пород, а наобо­рот, возвращение к норме после длительного периода напря­жения.

Теория упругой отдачи не избежала критики. В 1927 г. двое японских наблюдателей сообщили, что при землетрясении в Танго след разлома появился лишь после того, как их дома были разрушены. Аналогичные наблюдения были сделаны в 1891 г. На основании этого некоторые японские сейсмологи утверждали, что образование разломов — это не причина зем­летрясений, а их следствие. Тем не менее следует вспомнить, что механические разрушения такого рода должны развиваться из некоторой наиболее слабой точки. Эта точка является оча­гом землетрясения, и обычно она находится на значительной глубине. Скорость, с которой разрыв может распространяться от очага, меньше, чем скорость сейсмических волн, поэтому макси­мальное сотрясение будет, по-видимому, предшествовать появле­нию дислокации на поверхности. Если только высвобождение основной энергии происходит не в ограниченной области и не в сравнительно короткий промежуток времени, сейсмограмма будет иметь значительно более сложный вид, чем упорядочен­ная последовательность колебаний.

Теория упругой отдачи, безусловно, дает удовлетворительное объяснение деформациям, которые можно наблюдать на поверх­ности земли, однако исследование разломов на поверхности мало что говорит нам об условиях в очаге, который даже в слу­чае самых неглубоких толчков находится на глубине нескольких километров. Возможно, что большая часть энергии высвобож­дается не от разрядки упругих напряжений, а от чего-то дру­гого, и что разломы на поверхности — лишь одна из форм сейс­мических нарушений. В начале 60-х годов так считали многие новозеландские сейсмологи, и с ними соглашались некоторые их японские коллеги. В течение нескольких десятилетий сейсмо­логи Европы и Америки занимались проблемами, к которым механизм землетрясений не имел никакого отношения или фи­гурировал как побочный вопрос; видимо, рассмотрение серьез­ных физических возражений против этой теории было упущено из виду.

Известно, что по крайней мере в некоторых районах земного шара землетрясения происходят на глубинах до 700 км. Труд­ности измерений не позволяют с уверенностью сказать, суще­ствует ли верхняя граница для очагов, однако даже для самых неглубоких толчков сколько-нибудь значительной силы глубина очага равна по меньшей мере нескольким километрам. Прони­кая в глубь Земли, мы обнаруживаем, что температура и дав­ление возрастают. Рост давления означает, что соответствую­щим образом увеличиваются силы трения, предотвращающие подвижки по разломам. В то же время рост температуры об­легчает деформации и течение пород. Если породы недостаточно жесткие, в них не может накопиться энергия упругого напряже­ния, достаточная для преодоления силы трения, поэтому обра­зование разломов с помощью обычного хрупкого растрескива­ния, по-видимому, возможно лишь для самых неглубоких зем­летрясений. По оценке д-ра Э. Орована, на глубине 600—700 км сила трения должна по меньшей мере в тысячу раз превосхо­дить прочность породы. Такого рода соображения заставляют многих сейсмологов, считающих, что упругая отдача удовлетво­рительно объясняет неглубокие землетрясения, делать оговорки относительно глубоких толчков. Но если действительно суще­ствует два совершенно различных типа землетрясений, то по­чему они дают похожие записи и происходят в одних и тех же районах мира?

Сомнения усилились после одного открытия в Калифорнии, где родилась теория отдачи и где в нее долго верили. В 1948 г. вблизи Холлистера один виноградарь построил себе новую ви­нодельню, укрепленную бетоном. Через несколько лет начали трескаться стены на противоположных сторонах дома. Со време­нем трещины становились все шире, а бетонные плиты, из кото­рых был сделан пол, сместились. Здание было расположено так, что одна его часть находилась на одной стороне разлома Сан-Андреас, а другая — на другой его стороне. Хотя не произошло землетрясения, достаточно сильного для того, чтобы повредить здание, и уж конечно не было землетрясения, достаточно силь­ного для того, чтобы появился видимый разрыв в земной коре, противоположные стороны разлома медленно раздвигались со средней скоростью примерно 1—2 см в год. Никакое здание не могло бы выстоять в таких условиях. Были установлены сейсмо­графы и приборы для измерения величины и скорости смещений. Хотя известно, что при локальных землетрясениях скорость дви­жения нарастает постепенно, такое постоянное движение по-ви­димому, не имеет отношения к сейсмической активности.

Это был не первый случай, когда наблюдался крип. Еще в 1932 г. обнаружили, что нефтяные скважины, пробуренные через разлом Буэна Виста в северной части округа Керн, сре­заются постоянными движениями такого рода. Число разломов, через которые проходят скважины или на которых стоят винные заводы, не очень велико, поэтому до сих пор неясно, насколько распространено явление крипа. Над несколькими разломами в Новой Зеландии установлено наблюдение с целью обнаруже­ния крипа, но пока он не отмечен. Очевидно, что если напряже­ния постоянно сбрасываются, то не может произойти накопле­ния энергии, достаточной для порождения волн типа тех, что мы наблюдаем при сильных землетрясениях.

Наконец, еще одно возражение основано на очень небольшом числе землетрясений, при которых с достоверностью происхо­дили движения по новым разломам. В 1954 г. проф. К. Ф. Рих­тер заметил, что имеется лишь 36 таких «ясных и твердо уста­новленных случаев», да и то некоторые из них можно поставить под сомнение. С тех пор по результатам тщательных наблюде­ний этот список значительно расширился; но, даже делая скидку на подводные землетрясения и другие недоступные толчки, число таких примеров нужно считать удивительно ма­лым по сравнению с общим число регистрируемых землетря­сений.

Несмотря на эти, несомненно, сильные возражения, сегодня мало кто из сейсмологов сомневается в корректности теории упругой отдачи в целом. Голоса оппонентов затихли после про­ведения исследований трех типов. Исследования первого типа касаются восстановления картины в очаге на основе смещений, наблюдаемых на поверхности земли. Теория используемого для этой цели метода была впервые разработана X. Накано при­мерно в 1922 г. В течение следующих двух десятилетий его ши­роко применяли Кавасуми и другие японские сейсмологи, но их успехи были ограничены недостатками приборов и небольшим числом надежных регистрирующих станций; поэтому в других странах он применялся мало.

Представим себе, что источник землетрясения окружен до­статочно большой сферой, центр которой находится в очаге толчка. Если соединить очаг со всеми регистрирующими стан­циями линиями, проходящими по траекториям Р-волн, то они пересекут сферу каждая в своей точке. Если теперь первое дви­жение, достигшее станции, есть сжатие, то соответствующая точка на сфере должна была сдвинуться наружу, если же это разрежение, то она должна была сдвинуться внутрь сферы. Собрав записи достаточно большого числа станций по всему земному шару, можно воссоздать картину в очаге.

Практически осуществить такое исследование очень сложно. Далеко не каждое землетрясение начинается четким движением; на многие станции приходят лишь нарастающие колебания, начало которых теряется на фоне микросейсм. Трудно также получить множество наблюдений, удачно распределенных по сфере — не только потому, что сейсмические станции неравно­мерно размещены по земному шару, но и потому, что слоистое строение Земли отклоняет лучи так, что для неглубоких толч­ков траектории всех волн, проходящих через верхнюю полу­сферу, должны выйти на поверхность в пределах 100 км от эпи­центра. Теоретически следует иметь в этой области половину всех станций. К счастью, для глубоких землетрясений положе­ние несколько лучше.

Существует еще одна серьезная проблема. Получаемые ре­зультаты неоднозначны. На рис. 74 показаны два разлома. Плоскость первого перпендикулярна к плоскости чертежа. На­правления региональных напряжений таковы, что породы выше разлома будут смещаться вправо. Когда такое напряжение вне­запно сбрасывается при упругой отдаче, все сейсмографы в ква­дрантах, обозначенных буквой С, регистрируют сжатие, в дру­гих же квадрантах, обозначенных буквой D,— разрежение. Другой разлом расположен под прямым углом к первому, но уже не с правым, а с левым сдвигом. Картина сжатий и раз­режений в обоих случаях будет одна и та же.

Если бы механизм землетрясения отличался от сдвига, то можно было бы ожидать, что первое колебание будет выглядеть по-иному. Например, при взрывах регистрировались бы одни сжатия, а при обрушениях — одни разрежения; правда, если одновременно с изменением объема происходит изменение формы, то на эти простые сжатия или разрежения наклады­вается схема квадрантов или более сложная схема.

Несмотря на эти трудности, в течение 60-х годов изуче­ние первых колебаний стало очень популярным направлением исследований; особенно тщательные работы проводились под ру­ководством д-ра Дж. Г. Ходжсона в Канаде, проф. Кейлис-Бо-рока в Советском Союзе и проф. Хонда в Японии. Хотя наблю­дениям над отдельными землетрясениями присуща неопределен­ность, удалось построить региональные схемы напряжений, ко­торые способствовали развитию гипотез расширения океанского дна и тектоники плит.

Там, где есть густая сеть регистрирующих станций, можно применять метод анализа первых колебаний к локальным зем­летрясениям. Во многих частях земного шара проводилась ре­гистрация очень слабых толчков в ограниченных районах с по­мощью наборов густо сконцентрированных портативных корот-копериодных приборов. При этом в большом количестве ре­гистрировались четкие первые колебания, сыгравшие большую роль в выяснении схем региональных напряжений и их изме­нения с глубиной.

Если региональные разломы имеют одну и ту же ориента­цию, то для истолкования колебаний достаточно иметь одну станцию. Например, в центральной части Новой Зеландии боль­шинство активных разломов простирается примерно на северо-восток или юго-запад. На рис. 75 показаны направления началь­ных колебаний, полученные по наблюдениям большого числа неглубоких землетрясений в Веллингтоне. При условии справед­ливости сделанных допущений по карте получается, что здесь происходит правый сдвиг, т. е. северо-западное крыло разлома смещается на северо-восток относительно его юго-восточного крыла. Это согласуется с результатами геологического изучения разломов на поверхности.

Второй тип исследований относится к области математики. Порф. Леон Кнопов в Калифорнии и д-р М. Дж. Рэндел в Но­вой Зеландии подробно исследовали типы волн, которые должны испускаться различными возможными источниками. Их резуль­таты не только помогают выяснить, должно ли первое колеба­ние быть сжатием или разрежением, но и предсказать его ам­плитуду и соотношение моментов прихода волн Р- и S-типа. Ра­боты д-ра Ари Бен-Менахема позволяют оценить условия в очаге по записям поверхностных волн; другие американские сейсмологи занимались исследованием процессов вскрытия раз­ломов и порождаемых при этом волн. Все эти исследования, как и теория упругой отдачи, указывали на важную роль сдвигов. То, что раньше было лишь качественной гипотезой, становилось строгой математической теорией.

Выполнение исследований третьего типа, начавшееся в по­следние годы, позволило устранить то возражение, что уже на небольших глубинах сила трения должна препятствовать сме­щению по разломам. Лабораторное изучение поведения пород при высоких давлениях показало, что жидкость, присутствую­щая в порах, действует как смазка в трещинах и не позволяет им закрыться. Это было подтверждено наблюдениями, показав­шими, что подпруживание речного стока высокими плотинами приводит к увеличению числа землетрясений. Правда, в этих случаях имеет место также рост давления на дно водоемов, по­этому невозможно с уверенностью сказать, насколько велика роль воды. Еще одно сенсационное свидетельство важной роли воды было получено в 1962 г. вблизи Денвера (шт. Колорадо). Представители американской армии захоронили избытки ток­сичных газов, растворив их в воде и закачав в скважину на глубину 3,5 км. До конца 1965 г. в этом районе, где подземных толчков не было с 1882 г., произошло более 700 землетрясений; их частота была прямо связана с количеством закачанной воды. В одной из следующих глав мы вернемся к проблеме «смазки» разломов.

...Над мглой и дымом суетного праха, Что звать Землей...

Джон Мильтон. Комус.

Однажды, в феврале 1750 г., землетрясение ощущалось в Лондоне. Большинство англичан, в отличие от жителей Новой Зеландии или Японии, до этого не испытывали землетрясений, поэтому волнение было велико. Тревога усилилась после второго толчка, происшедшего четырьмя неделями позже. Как заметил однажды Джон Весли, «никакая божья кара не действует на грешников так сильно, как землетрясение». Неудивительно, что в следующее воскресенье церкви были переполнены, и большин­ство проповедников воспользовалось недавним «божественным предостережением» для своих проповедей. В их числе был и член Королевского общества, доктор медицины, преподобный Уильям Стакли.

Стакли считал, что причиной землетрясений является элек­тричество; позже он изложил свои идеи в Королевском обще­стве в трех работах, сделавших его известным в истории сейсмо­логии. Поиски естественных причин землетрясений, однако, не мешали Стакли быть уверенным в том, что в конечном счете это дело рук божьих. «Не на голые скалы и пустынные берега направлен карающий жезл, а на города и села со всеми их обитателями — объектами его увещания»,— заявил он прихожа­нам церкви св. Георга в Блумсбери. Эта небезосновательная догадка тогда не была еще подкреплена наблюдениями.

В 19 в. было предпринято много попыток составить система­тический каталог землетрясений, так что к моменту изобретения сейсмографа была уже построена общая схема сейсмических поясов Земли. Очень важной была подмеченная Монтессю-де-Балором тесная связь этих поясов с расположением молодых гор.

Перечни разрушительных землетрясений до сих пор прино­сят большую пользу, однако они не могут служить основой для изучения сейсмичности. Там, где нет населения, нет и наблюде­ний, поэтому ими не охвачена значительная часть поверхности Земли. С другой стороны, причиной частых сообщений о несча­стных случаях, поступающих из Южной Америки, Северной Аф­рики и с Ближнего Востока, является не столько большое число и сила землетрясений в этих районах, сколько скопление насе­ления, живущего в хижинах из бута и сырцового кирпича (рис. 76). Такие постройки могут быть разрушены землетрясением интенсивностью ММVIII. Для получения неискаженной картины необходимы инструментальные записи.

На рис. 77 и 78, взятых из классической работы Гутенберга и Рихтера «Сейсмичность Земли», показаны эпицентры всех сильных землетрясений примерно за полвека. Хотя эти карты составлены в 1954 г. и точность привязки некоторых старых зем­летрясений на них невысока, они остаются лучшими из имею­щихся карт, на которых показана относительная активность основных сейсмических регионов. К сожалению, на них не по­казаны некоторые достаточно активные регионы, в пределах ко­торых все толчки были не очень сильными. Но самое серьезное упущение заключается в том, что на них не показана сейсмиче­ская активность срединно-океанических хребтов. Обычные не­глубокие толчки и глубокофокусные землетрясения показаны на разных картах, чтобы их было удобней различать.

Срединно-океанические хребты ясно видны на рис. 79, но на этих картах не отмечена магнитуда толчков. В результате из­лишне активным выглядит Запад Соединенных Штатов, где имеется много сейсмических станций, но регистрируются очень слабые толчки.

Пояса активности, к которым приурочена большая часть зем­летрясений, лежат на границах устойчивых областей, внутри которых землетрясения редки и, как правило, характеризуются небольшой силой. Самый активный из этих поясов тянется вдоль большей части тихоокеанского побережья; здесь имеются области активности как на больших, так и на малых глубинах, которые не всегда точно совпадают. На юге Филиппин с ним соединяется второй, лишь немногим менее активный пояс, про­ходящий через Индонезию, Бирму и Гималаи к Средиземному морю. Его часто называют Альпийским поясом, потому что он проходит вблизи высоких горных хребтов.

При внимательном изучении этих поясов в них обнаружи­вают разрывы. Максимальная глубина активности, взаимное расположение эпицентров глубоких и неглубоких сейсмических толчков и характер связи между землетрясениями и другими геологическими и геофизическими особенностями территории поразительным образом меняются от одного района к другому. Но на мелкомасштабной карте отдельные сегменты сливаются, создавая впечатление непрерывности, которая тем не менее четко увязывается с реальной тектонической схемой, обсуждае­мой нами ниже.

По сравнению с Тихоокеанским и Альпийским поясами сейс­мическая активность срединно-океанических хребтов невелика; землетрясения здесь не столь часты и не столь сильны.

Существуют два характерных типа устойчивых регионов — большие океанские бассейны и континентальные щиты; они мо­гут пересекаться зонами активности типа Африканской рифтовой долины, в которой происходят извержения вулканов и землетрясения, или линией, пересекающей Южную Австралию от зал. Спенсер до оз. Эйр. Пожалуй, единственной частью зем­ного шара, которую можно с уверенностью считать свободной от землетрясений, является Антарктида. Это своего рода сейсмо­логическая загадка, так как в Антарктиде есть и молодые горы, и действующие вулканы, которые в большинстве других райо­нов, видимо, связаны с землетрясениями. Правильное истолко­вание этого явления, возможно, даст нам ценную информацию о механизме землетрясений.

Проф. Ф. Ф. Эвисон счел полезным разделить сейсмические регионы на симметричные и асимметричные в зависимости от их соответствия другим геофизическим особенностям: вулкани­ческой активности, аномалиям силы тяжести и морским впади­нам. Симметричные системы, в число которых входят срединно-океанические хребты и рифты, не столь активны и характери­зуются неглубокими землетрясениями. В асимметричных систе­мах области глубоких толчков преимущественно расположены по одну сторону от области неглубокой активности.

Гипотеза дрейфа континентов и расширения океанского дна дает правдоподобное объяснение глобальной схемы и местных различий в расположении геофизических особенностей. Разра­ботанная гипотеза получила название тектоники плит.

Согласно этой гипотезе, верхние слои Земли ведут себя как твердые, пригнанные друг к другу плиты, которые сидят на теле Земли как незакрепленные нашлепки и имеют возможность перемещаться. Их толщина является предметом дискуссий. Они должны быть гораздо толще коры, так как иначе не выдер­жали бы горизонтальных давлений без разрушения. С другой стороны, они не могут захватывать слабого слоя астеносферы, но которому, видимо, скользят. Таким образом, толщину около 100 км следует считать наиболее реальной. Существуют семь главных плит (рис. 80) и несколько малых плит, дополняющих схему. Границы плит идут вдоль срединно-океанических хреб­тов и по активным окраинам континентов, совпадая с поясами сейсмической активности.

В предположении, что плиты не спаяны в единое целое, на границах между ними могут происходить три явления: они могут раздвигаться, сдвигаться или скользить одна относительно другой.

У срединно-океанических хребтов они раздвигаются силами, возникающими за счет тепловой конвекции в мантии Земли. Восходящие потоки извер­гают лаву, которая постоянно накапливается на границах плит (рис. 81), образуя новые породы океанского ложа и раздвигая его; следами этого процесса является магнитная полосчатость, описанная в главе 7.

Конвекция существенно связана с циркуляцией веще­ства. Восходящие потоки го­рячего вещества должны урав­новешиваться нисходящими потоками остывшего вещества. Эти нисходящие потоки нужно искать вблизи активных ок­раин континентов, а также в окрестностях глубоких оке­анских впадин. Это подтверж­дается измерениями тепловых потоков, полученными при зон­дировании    морского   дна    и в скважинах на суше. Данные на суше и на море хорошо совпа­дают, но вблизи хребтов измеряемые величины возрастают в не­сколько раз.

На месте столкновения двух сходных плит может образо­ваться горная цепь. На этом основано объяснение возникнове­ния Гималаев на контакте Индийской и Евразийской плит. Там, где контактируют несходные плиты и существует нисходящий конвекционный поток, ситуация осложняется. Океанское дно затягивается вниз, образуя подводную впадину, а континен­тальный материал, состоящий из более легких пород, не может погружаться и надвигается поверху. Образуется зона субдукции, или поддвига, в которой вещество океанского дна погру­жается до тех пор, пока не расплавится от повышения темпе­ратуры и не перейдет в мантию.

Существование нисходящих потоков вещества проявляется по-разному. Раз это вещество холоднее и плотнее, чем вмещаю­щее, оно создает аномалию силы тяжести и меняет вид сейсмо­грамм землетрясений, волны от которых проходят через него (рис. 82); оно также поглощает энергию происходящих в нем глубокофокусных землетрясений, придавая изосейсмам весьма характерный рисунок.

Из рис. 82 видно, что траектории волн, регистрируемые в Туаи, лежат в пределах литосферы, поэтому регистрируются высокочастотные колебания; траектории же волн, регистрируе­мые в Карапиро, лежат в основном в астеносфере, поэтому бы­стрые колебания исчезают.

Глубокофокусные землетрясения происходят только в рай­онах нисходящих потоков вещества. Некоторые авторы назы­вают объем, содержащий очаги глубоких сейсмических толчков, «опускающимся блоком литосферы»; другие называют его зо­ной Беньоффа, хотя д-р Гуго Беньофф имел несколько иную точку зрения на это явление, нежели принятая в настоящее время.

Симметричные и асимметричные регионы характеризуются определенными взаимоотношениями различных геофизических явлений: землетрясений, вулканов, аномалий силы тяжести и др.

Наиболее простая картина наблюдается в срединно-океаииче-ских хребтах. Вблизи оси хребта происходят неглубокие земле­трясения, вдоль нее же обычно проходит центральный рифт или впадина. Здесь действуют вулканы, извергающие жидкую ба­зальтовую лаву, которая остывает, образуя магнитные полосы на океанском дне. Возраст вулканов увеличивается по мере их удаления от оси хребта.

Существенные черты асимметричности зоны поддвига наи­более отчетливо видны на активных окраинах материков, а также в образованиях, известных под названием островных дуг (рис. 83). Неглубокие землетрясения происходят по всей ширине дуги, а глубокие толчки сосредоточены в опускаю­щемся блоке литосферы. Крупные дугообразные системы встре­чаются на многих окраинах Тихого океана; самой замечатель­ной из них являются Алеутские острова. С внешней, выпуклой стороны этой дуги проходит глубокая океанская впадина, кото­рая ограничивает узкую, но активную зону неглубоких земле­трясений. Сила тяжести здесь меньше нормальной. Существуют также небольшие группы островов типа островов Ментавай вблизи южного берега Суматры, являющиеся выходами океан­ского дна на поверхность в виде хребтов. Здесь сила тяжести вновь становится   нормальной и даже   продолжает  возрастать. Глубина очагов землетрясений здесь больше — порядка 50— 100 км. Главные острова дуг образовались, как правило, в ме­ловое или третичное время. На них часто встречаются действую­щие вулканы, время от времени выбрасывающие при сильных извержениях густую андезитовую лаву. Дальше в сторону ма­терика проходит более древняя, вторичная дуга, в которой име­ются потухшие или почти потухшие вулканы и происходят зем­летрясения на глубине около 200 км. Еще дальше может быть мелководное море, после чего начинается сам материк. Сейсмич­ность может дальше не прослеживаться, если же она прослежи­вается, то глубины очагов постепенно возрастают до максималь­ной величины около 700 км.

Не все из перечисленных выше особенностей можно встре­тить во всех асимметричных системах. В действительности трудно найти систему, в которой все они явно выражены; но если они встречаются, то именно в указанном порядке. Незначи­тельные различия между островными дугами и активными ок­раинами континентов являются, очевидно, следствием различий в строении приповерхностных слоев.

Если проанализируем число землетрясений, происшедших на разных глубинах, то обнаружим, что примерно 2/3 из них не­глубокие и лишь менее 5 % произошли на глубинах более 450 км. На этой глубине устанавливается минимум частоты, од­нако средние ее данные вряд ли имеют большое значение: при переходе из одного района в другой картина сильно меняется, и часто на этих глубинах землетрясений вообще не происходит. Так, в Новой Зеландии сейсмические толчки на глубинах от 380 до 550 км не зарегистрированы; то же самое можно сказать о Камчатке и Южной Америке.

Большая часть по-настоящему глубоких толчков происходит вокруг Тихого океана или вблизи его берегов. Самый глубокий из известных толчков произошел на глубине около 720 км под морем Флорес. Исключением из этого правила является толчок вблизи Гибралтарского пролива в 1954 г., имевший глубину 640 км. В остальном вне Тихого океана глубины более 100 км почти не отмечались. Исключениями являются восточная часть Средиземноморья, в частности, район гор Вранча в Румынии, а также Гиндукуш, где зафиксирована большая группа толчков на глубине около 220 км у южной оконечности Гималаев.

Антоний. По форме он очень похож на себя.

В толщину не толще, а в высоту не выше. Двигается с собственной помощью.

У. Шекспир. Антоний и Клеопатра.

До сих пор мы довольно неопределенно говорили о сильных и слабых землетрясениях. Конечно, можно сравнивать одно зем­летрясение с другим по числу погибших людей или разрушен­ных зданий, но эти величины не являются характеристиками са­мого землетрясения. Они зависят от внешних факторов, таких, как плотность населения и уровень социального развития в районе бедствия.

Максимальная интенсивность более непосредственно связана с землетрясением, но и она может искажаться побочными фак­торами. Небольшое изменение глубины очага влечет большие изменения в размерах пораженной территории и характере рас­пределения интенсивностей; если же эпицентр находится вне суши или же в суровой и недоступной местности, то прямая оценка максимальной интенсивности может оказаться невоз­можной. По-настоящему хорошая мера должна обобщать сум­марный эффект землетрясения и достаточно просто опреде­ляться по записям, полученным на действующих сейсмостанциях.

Способ определения такой меры был найден профессором Калифорнийского технологического института Карлом Рихте­ром, который изобрел шкалу магнитуд землетрясений. Магни­туда — это мера полной энергии сейсмических волн. Она харак­теризуется максимальной амплитудой записи, полученной сей­смографом стандартного типа на фиксированном расстоянии от землетрясения. В качестве стандартного был принят крутиль­ный сейсмометр Вуда — Андерсона с периодом 0,8 с, критиче­ским затуханием и усилением 2800; магнитуда может быть также определена по другим приборам на иных расстояниях с помощью достаточно несложных вычислений.

По этой шкале всякое землетрясение с М8 и более является действительно сильным. Самые сильные из зарегистрированных толчков — это землетрясение в Колумбии и Эквадоре 31 января 1906 г. и землетрясение Санрикю в Японии в 1933 г., магнитуда которых достигла 8,9. Судя по ощущавшемуся воздействию, еще более сильным могло быть землетрясение в Лиссабоне в 1755 г.; его магнитуда могла достигать 9, однако точных сведений об этом нет. Магнитуды землетрясений в Сан-Франциско в 1906 г. и на Аляске в 1964 г. были равны соответственно 8,3 и 8,4; единственным новозеландским землетрясением с М~8 был толчок на юго-западе Уайрарапы в 1855 г. С момента изобретения сей­смографов сильнейшим было землетрясение в Хокс-Бей в 1931 г. с М 7,9.

Всякое землетрясение с магнитудой, значительно превышаю­щей 7, может стать крупной катастрофой, если оно происходит вблизи населенных территорий, особенно в бедных районах зем­ного шара. Толчок с М 5 может повредить дымовые трубы и штукатурку, опрокинуть товары, выставленные в витринах. Большая часть слабо ощущавшихся толчков в Новой Зеландии имели М~3,5, а в Калифорнии, где очаги ближе к поверхности, часто сообщается о землетрясениях с М2,5. Толчки с М<2 ощу­щаются крайне редко.

Минимальную возможную силу толчка определить нелегко, но представляются возможными значения магнитуды несколько меньше 0. Магнитуда 0 — это всего лишь число на шкале; оно не означает, что толчок такой силы не обладает энергией, так же как температура 0 С не означает, что тело не обладает теплом. Для очень слабых толчков используются отрицатель­ные значения магнитуды, так же, как для достаточно холодных тел используется температура ниже нуля. Вне зависимости от того, насколько сильным или слабым является землетрясение, ему можно приписать некоторую магнитуду. Журналисты, пи­шущие о «12 баллах» по шкале Рихтера, видимо, путают магни­туду с интенсивностью, а те, кто пишут, что шкала Рихтера «безгранична», утверждают очевидное. Ведь нет необходимости упоминать о том, что используемые нами шкалы массы, длины, времени, температуры и электрической мощности тоже «безгра­ничны».

Важно подчеркнуть разницу между полной энергией, исчис­ляемой по шкале магнитуд, и интенсивностями по шкалам MSK, Росси — Фореля или модифицированной шкале Меркалли. Интенсивности толчка в разных пунктах разные, их столько же, сколько наблюдателей, магнитуда же у него только одна, даже если ее оценки на разных станциях расходятся. Создается впе­чатление, что газетные, теле- и радиокомментаторы стремятся запутать людей в этом вопросе; обычно они с равным успехом заменяют магнитуду и интенсивность словом «сила», считая, по-видимому, правильные термины слишком научными для аудито­рии. Очень тонким приемом у них считается употребление слов «по шкале Рихтера» после любой неуточненной цифры. Как жаль, что многие репортеры считают свои обязанности выпол­ненными после того, как они получили какую-то цифру с бли­жайшей сейсмостанции. Предыдущее поколение журналистов оставило лишь публикации житейских описаний того, что с ними происходило при землетрясениях.

Однако сейсмологи должны взять на себя часть вины за введение в заблуждение общественности в  отношении шкалы магнитуд. Мы видели, что вначале шкала магнитуд была свя­зана с записями на сейсмографе Вуда — Андерсона. В Кали­форнии и Новой Зеландии, где наблюдательные сети были осна­щены этими приборами, ею стали повсеместно пользоваться почти сразу, в других же районах мира пользовались другими приборами. Прибор Вуда — Андерсона бесполезен для регистра­ции толчков на расстоянии свыше 1000 км. Естественно, следо­вало попытаться приспособить эту шкалу для телесейсмических записей на длиннопериодных приборах.

Первым результатом была шкала магнитуд, связанная с по­верхностными волнами. Предполагалось, что она будет давать те же величины, что и первоначальная шкала, но более глубо­кий анализ показал, что между ними существуют некоторые различия. Местную магнитуду по первоначальной шкале сейсмо­логи обозначают через ML, а магнитуду по поверхностным вол­нам через Ms. Для сильных толчков разница между ними незна­чительна, но для М<5 оценки по записям на больших расстоя­ниях могут быть занижены в два раза.

При работе со шкалой магнитуд, связанной с поверхност­ными волнами, возникают две трудности. Во-первых, глубоко­фокусные толчки не порождают таких волн; во-вторых, их ам­плитуды значительно уменьшаются в тех случаях, когда их путь до регистрирующей станции осложнен неоднородностью строе­ния земной коры. Чтобы обойти эти трудности, проф. Гутенберг предложил пользоваться величиной, названной им унифициро­ванной магнитудой, которая зависит от амплитуды физических волн типа Р, S и PP. Оказалось, что она еще больше отлича­ется от магнитуды по первоначальной шкале. Для М 6,6 сходи­мость достаточна, а выше ее унифицированная магнитуда (обычно обозначаемая m или пгв) становится все меньше по сравнению с магнитудой Рихтера; толчок с унифицированной магнитудой 8 будет по Рихтеру иметь М~8,7. Ниже М5 вели­чина m несколько больше МL.

К сожалению, далеко не все сейсмические станции дают уточнения, какой магнитудой они пользуются. В среднем диа­пазоне различия не очень важны, но для сильных толчков, при­влекающих особое внимание, они могут быть существенны. На­циональный центр информации о землетрясениях США в своих телетайпных сообщениях часто пользуется магнитудой т. Тер­мин «магнитуда по Рихтеру» следует зарезервировать за перво­начальной магнитудой М, которой мы будет пользоваться в этой книге; там, где это нужно, будет специально оговариваться раз­ница между Ms и ML.

Хотя магнитуда землетрясения связана с его полной энер­гией, связь эта не вполне прямая, так как используется «лога­рифмическая» шкала. Ее равновеликим делениям соответствуют постоянно возрастающие количества энергии: на каждом шаге энергия возрастает примерно в 27 раз по сравнению с предыдущим. Следовательно, при толчке с М 6 высвобождается в 27 раз больше энергии, чем при М5 и в 27X27 = 729 раз больше, чем при М4.

Слабых землетрясений гораздо больше, чем сильных. В ин­тервале М от 2 до 8 с каждым уменьшением магнитуды на еди­ницу число толчков возрастает примерно в 8 раз. Во всем мире ежегодно происходит около 20 толчков с М>7, примерно 1000 с М>5 и свыше 100 000 ощутимых толчков вообще. Ко­нечно, эту зависимость нельзя продолжать бесконечно. В этом случае нам пришлось бы примириться с существованием посто­янного дрожания Земли от мельчайших толчков, тогда как об­щее число толчков, которые могут зафиксировать наши сейсмо­графы, не дотягивает и до 2 млн. в год.

К счастью для нас, эта 8-кратная зависимость обрывается и на другом конце, так что существует верхний предел силы зем­летрясений. Он обусловлен прочностью пород, ограничивающей возможность накопления упругой энергии. Чтобы рассеять опа­сения в том, что это лишь теоретическое предположение, ука­жем, что если бы упомянутая зависимость имела место и для очень сильных толчков, то примерно раз в 90 лет должны были бы происходить землетрясения с М 10. Столь разрушительный толчок потряс бы всю Землю. Но такой катастрофы не было за всю историю человечества.

Зная магнитуду и глубину землетрясения, уже можно ска­зать очень многое о его последствиях в заданном пункте; правда, остающаяся неопределенность может иметь существен­ное практическое значение с инженерной точки зрения. Одно и то же количество энергии высвобождается по-разному. Оно мо­жет накопиться в виде высоких напряжений в пределах неболь­шого участка или же в виде меньших по величине напряжений на гораздо большей площади. От этого зависит спектр испускае­мых волн, т. е. распределение долей волновой энергии, прихо­дящихся на ту или иную частоту. В очаге с высокими напряже­ниями происходит их резкий сброс, следствием чего является большая доля волн с коротким периодом, чем при меньшем сбросе напряжений в менее концентрированном очаге. Ожидае­мый характер сейсмического толчка зависит от прочности пород и степени их сохранности до толчка.

Записи длинных волн можно использовать для определения характеристики, несущей в себе значительную часть недостаю­щей информации. Она называется сейсмическим моментом, от латинского momentum (важность), и связана с величиной сбро­шенного напряжения и количеством движения по разлому. Из сопоставления магнитуды и сейсмического момента толчка можно узнать, большим или малым было сброшенное напряже­ние. Объем источника, смещение по разлому, момент, магнитуда и сброшенное напряжение связаны между собой: определив лю­бые три из них, можно вычислить два остальных. Определить момент не так просто, как магнитуду, однако д-р С. Дж. Гибо-вич нашел способ, приемлемый для повседневной работы, и те­перь для многих толчков находят как магнитуду, так и момент.

Землетрясения происходят через неравномерные промежутки времени, однако их нельзя считать чисто случайными собы­тиями. Если одно землетрясение произошло, то вероятность того, что в том же районе вскоре произойдет еще одно, возра­стает. Иными словами, сильные землетрясения чаще всего вле­кут за собой афтершоки.

В рамках простой теории упругой отдачи причина возникно­вения этих афтершоков остается неясной. Если главный толчок высвобождает энергию, накопленную в виде напряжений, то почему бы движению по разлому не продолжаться до полного снятия напряжений? Накопление энергии, достаточной для но­вого вскрытия разлома после остановки, должно занять до­вольно много времени, и все же первые афтершоки иногда так же сильны, как и главный толчок. Нередко делались предполо­жения о том, что главный толчок может перераспределять ос­тающиеся в данном районе напряжения, тем самым подготовляя высвобождение энергии, не имевшей возможности высвобо­диться при первом толчке, и что подвижки по однажды вскрыв­шемуся разлому облегчены тем, что он не успел вновь зацемен­тироваться. Несколько лет назад изобретатель одного из описанных выше сейсмографов д-р Гуго Беньофф провел исследо­вание магнитуд этих слабых толчков и их связи с главным толч­ком во времени и сумел выдвинуть гораздо более убедительное объяснение. Чтобы понять его, следует сначала рассмотреть, что происходит с материалами при сжатии.

Предположим, что в лаборатории имеется образец породы, который можно сжимать специальным гидравлическим прессом и одновременно измерять степень его сжатия. Если приложить давление и поддерживать его в течение долгого времени, перио­дически замеряя изменение объема образца, получим резуль­таты, которые можно изобразить на графике (рис. 84). В момент приложения давления (точка А) порода сразу же со­жмется до меньшего объема (точка В). Если давление оста­нется неизменным, то сжатие будет продолжаться длительное время, но все в меньшей и меньшей степени. Достигнув точки С, снимем давление. Объем породы начнет восстанавливаться, но не сразу вернется к первоначальной величине. Он быстро до­стигнет точки D, причем отрезок CD будет равен по величине отрезку АВ, а дальше объем будет восстанавливаться посте­пенно. Такой процесс восстановления называют «упругим по­следействием» или «восстановлением деформации ползучести»; Беньофф считает, что именно им объясняются афтершоки.

Упругая отдача может высвободить лишь энергию, соответ­ствующую отрезку CD; этим вызвано главное землетрясение. Напряжения в районе разлома, однако, немедленно восстанавливаются, поскольку имеет ме­сто упругое последействие. Эта энергия высвобождается слабы­ми афтершоками, так как сме­щения по разлому, освобожден­ному первым толчком, облегче­ны и он может распростра­няться далее. Суммируя накоп­ленную энергию по ряду афтер-шоков и нанеся ее на график, д-р Беньофф сумел показать, что деформация ползучести восста­навливается точно так же, как этого можно было ожидать по результатам лабораторных ис­пытаний пород на сжатие. От­метим одну очень любопытную деталь. В большинстве случаев деформация представляет смесь сжатия и сдвига. При этом энергия сдвига не высвобождается до тех пор, пока целиком не сбрасывается сжатие. Вследствие этого график состоит из двух различающихся по форме частей, причем их форма также совпадает с тем, что можно ожидать по результатам ла­бораторных экспериментов. График (рис. 85) иллюстрирует процесс снятия напряжений серией афтершоков после Шевиотского землетрясения 10 января 1951 г.

После неглубокого землетрясения в средней тектонической обстановке наиболее сильный афтершок часто оказывается по магнитуде слабее главного толчка на единицу или чуть больше; эту закономерность иногда называют «законом Бата» по имени

впервые подметившего ее шведского сейсмолога. Число толчков убывает с течением времени до тех пор, пока афтершоки не сли­ваются с нормальной активностью данного региона, а соотно­шение числа сильных и слабых толчков в любой серии стано­вится почти одинаковым. Это означает, что сильнейший афтер­шок может произойти спустя много времени после главного зем­летрясения; вполне возможно, что сильный толчок произойдет где-то в конце серии.

Чем меньше глубина землетрясения, тем выше вероятность афтершоков. На глубинах более 100 км длинные серии очень редки, но глубокие толчки довольно часто происходят группами по два или по три с примерно одинаковыми магнитудами и с ин­тервалами времени от 3 мин до нескольких дней и даже недель.

Группы неглубоких толчков иногда приобретают характер роя землетрясений. Такие землетрясения обычно слабы, но очень многочисленны; они имеют практически одинаковую магнитуду, так что выбрать главного представителя группы невоз­можно. Слабые рои — довольно частое явление в Новой Зелан­дии и Японии, но бывают также и в Европе, Тасмании и других районах с низким нормальным уровнем сейсмической актив­ности.

В житейском шуме мирных поселений Им рокот мнится кругосветных волн.

А.   Теннисом.   Королевские  идиллии.

Существует верхний предел полезного увеличения сейсмиче­ских колебаний. Земля никогда не бывает абсолютно спокой­ной. Если прибор достаточно чувствителен, он регистрирует по­стоянные слабые колебания даже при отсутствии землетрясе­ний. Эти колебания называют микросейсмами. Если увеличение достаточно велико, чтобы на сейсмограмме были видны микросейсмы, то в дальнейшем увеличении нет смысла, так как это приведет лишь к запутыванию записи. Микросейсмы обладают весьма устойчивым периодом, обычно в диапазоне от 4 до 6 с, хотя бывают и микросейсмы с более коротким периодом, за­трудняющие работу некоторых типов сейсмографов. Их ампли­туда непостоянна и меняется изо дня в день. При интенсивных «микросейсмических бурях» (рис. 86) записи становятся нечи­таемыми.

Некоторые микросейсмы, особенно с коротким периодом, воз­никают, по-видимому, в результате деятельности человека. Если сейсмическая станция находится вблизи города, короткопериодные колебания в основном исчезают по ночам, когда останавли­ваются станки на заводах и затихает движение на дорогах. От этих возмущений можно до некоторой степени избавиться, раз­местив регистраторы в спокойных местах. Существуют также природные микросейсмы. Давно известно, что в глубине мате­рика они причиняют меньше беспокойства, чем у побережья, но лишь недавно стало ясно, как именно связаны между собой волны на суше и на воде.

Было сделано предположение, что волны прибоя, разбиваю­щиеся о берег, постоянно генерируют волны в земле, которые регистрируются как микросейсмы. Этим несомненно объясня­ется происхождение некоторых микросейсм, особенно у при­брежных скал и побережий, тянущихся на большие расстояния прямыми линиями, однако источник других микросейсм, как вы­яснилось, находится далеко в открытом море.

Во время второй мировой войны на островах Карибского моря была установлена сеть сейсмографов, известных под на­званием тройных станций. Предполагалось, что регистрируемые ими микросейсмы окажутся в тесной связи с резкими переме­нами погоды. Было обнаружено, что их источник находился в центре интенсивных метеорологических систем типа тропических циклонов и что можно следить за движением штормов с помощью специальных сейсмометров. Дальнейшие исследова­ния показали, что волны воздействуют на дно океана как насос и таким образом сообщают свою энергию земле. Однажды за­родившись, цуг волн может пройти несколько тысяч километ­ров, однако, имея надлежащее оборудование, можно различить отдельные их источники.

Хотя этот метод показался многообещающим, сейсмографы для регистрации микросейсм не вошли в стандартный комплект оборудования для прогноза погоды. В Дании был проведен еще ряд исследований штормов Северной Атлантики, а на Королев­ской сейсмостанции в Гонконге обнаружили, что записи микро­сейсм на стандартных приборах помогают следить за тайфу­нами, однако в настоящее время использование радаров и спутников, по-видимому, оттеснило сейсмологов от участия в предсказаниях штормов.

Кроме упомянутых штормовых микросейсм, имеющих пе­риоды в диапазоне от 4 до 6 с, и колебаний от станков и до­рожного движения с периодом в 1 с и менее, существуют и другие короткопериодные колебания, создаваемые местными метео­рологическими условиями. Основными из них являются дожде­вые и морозные микросейсмы, названия которых говорят сами за себя.

Микросейсмы в большинстве случаев представляют собой смесь различных типов поверхностных волн, и хотя основной их источник, по-видимому, связан со штормами в океанах и не­скольких больших озерах, их амплитуда по мере продвижения в глубь суши убывает незначительно. Их можно регистрировать в таких районах, как центр североамериканского континента и на советских станциях в Средней Азии. Вполне возможно, что их хорошая наблюдаемость на столь далеких расстояниях отчасти объясняется наличием низкоскоростного канала в земной коре.

После того, как метеорологи проявили пренебрежение к мик-росейсмам, сейсмологи вновь стали рассматривать их лишь как помехи. Они затрудняют выбор хороших площадок для разме­щения станций на небольших островах. Новозеландские сейсмо­логи, в ведении которых находится большая часть юго-запада Тихого океана, а также страна, где от любого пункта до берега моря не более 60—70 км, с некоторой завистью смотрят на ти­хие станции Чартерз-Тауэрз в Квинсленде и Чиангмай на севере Таиланда, где чувствительность приборов в несколько сот раз выше. На полярной станции Скотт, которую часть года осаж­дают антарктические штормы, можно создавать большее увели­чение колебаний после того, как океан замерзнет на долгую полярную ночь.

Самое известное явление, связывающее сейсмические и мор­ские волны, это цунами — сейсмические волны на море, кото­рые могут порождаться сильными подводными землетрясениями. Цунами часто называют приливными волнами, но они не имеют ничего общего с приливами, и поскольку действительно суще­ствует такое явление, как приливные волны, не стоит вносить путаницу. Достаточно широко используемое японское слово «цу­нами» в действительности означает «волны в гавани». По­скольку чаще всего последствия сейсмических морских волн наиболее катастрофичны в узких эстуариях и заливах, этот тер­мин можно считать подходящим и удобным.

Механизм образования цунами до конца еще не выяснен. Ясно, что вода может сместиться, если произойдет сдвиг по раз­лому, обвал или поднятие морского дна; проф. Гутенберг, од­нако, выявил много случаев, когда эпицентр толчка явно нахо­дился на суше. По-видимому, морские волны могут иногда воз­никать в результате прохождения поверхностных волн через мелководный континентальный шельф или, возможно, вдоль подводного каньона.

Землетрясения могут также породить волны в водоемах и озерах. Вода в озере или закрытом морском рукаве обычно плещется с некоторой определенной частотой, зависящей от размеров и глубины бассейна. Если эта частота совпадает с часто­той сейсмических волн, то произойдет резонанс и волны уси­лятся, как в сейсмографе. Такие колебания воды называются сейшами; кроме землетрясений, они могут вызываться ветром и другими причинами. Цунами или сильная штормовая волна, прошедшая мимо входа в закрытую гавань, иногда вызывает сейши внутри нее.

Сейши особенно часто порождаются очень сильными земле­трясениями потому, видимо, что волны с очень длинными перио­дами сохраняют значительную амплитуду на расстояниях, на­много превышающих расстояния ощутимости землетрясений. После большого лиссабонского землетрясения 1755 г. о сейшах сообщалось из Франции, Италии, Голландии, Швейцарии, Анг­лии и даже из Норвегии и Швеции, т. е. примерно за 2800 км от эпицентра. После землетрясения в Ассаме в 1950 г. колебания регистрировались на водомерных постах в нескольких водоемах Англии и наблюдались также в Скандинавии. Известен случай, когда сейш, порожденный землетрясением на Алеутских остро­вах, внезапно и довольно бесцеремонно прервал официальное со­брание, проходившее рядом с плавательным бассейном в Техасе.

Цунами могут быть крайне разрушительными; некоторые рассказы о них настолько эмоциональны, что в них трудно от­делить факты от вымысла. Их разрушительная сила, однако, проявляется только по достижении берега. В глубоководных районах корабли не могут их обнаружить, даже если их высота достигает нескольких метров, потому что расстояние между их гребнями чрезвычайно велико. Их скорость зависит от глубины воды; достигнув мелководья, волна резко замедляется, ее фронт вздымается и разбивается со страшной силой, особенно если он стеснен в эстуарии или узком заливе. Даже волна высотой 1 — 2 м может повредить пришвартованные на мелководье суда, ударив их о дно, и разрушить лодочные станции, прибрежные дороги и дамбы (рис. 87, 88, 89).

Возникнув в каком-либо месте, цунами может пройти не­сколько тысяч километров, почти не уменьшаясь. Цунами от южноамериканских землетрясений доставили много неприятно­стей в Новой Зеландии, Японии, а также на Гавайях, которые помимо этого подвергались воздействию цунами из Японии и с Алеутских островов.

К счастью, очень большие цунами редки; в Тихом океане, однако, они бывают достаточно часто и представляют серьезную опасность, поэтому здесь организована постоянная служба пре­дупреждения со штаб-квартирой на Гавайях. Ее работа осно­вана на сотрудничестве сейсмических и мареографических стан­ций многих стран. Станции, регистрирующие землетрясения, ко­торые могут породить цунами, радиографируют необходимые данные на Гавайи, где определяют эпицентр и, если землетрясе­ние оказалось подводным, просят   ближайшие   мареографические станции наблюдать за отклонениями уровня моря от нормы. Хотя скорость цунами в открытом океане может превы­шать 600 км/ч, для многих районов возможно оценить время ее прихода и вероятную высоту волны, предупредить суда и насе­ление прибрежных территорий, а в случае необходимости эва­куировать людей.

Цунами, поражающие побережье Гавайских островов, чаще всего приходят от Алеутских островов, и предупреждения о них поступают с мареографов на побережьях Аляски и Канады. На самих же Алеутах и в Японии опасные землетрясения зачастую происходят слишком близко. Тем не менее в Японии организо­вана срочная телеграфная связь, по которой передаются сооб­щения из пораженных районов в районы, куда волна еще не дошла. В Советском Союзе подобная система работает на Са­халине и Камчатке.

Самая большая сейсмическая морская волна, зарегистриро­ванная в бухте Литуя на Аляске в 1958 г., по-видимому, не была чистой цунами. Землетрясение М8 сдвинуло здесь огромный оползень, который обрушился в бухту, выплеснув на уступ про­тивоположного берега волну, забросившую стволы деревьев на высоту свыше 500 м, другая волна разбилась на дальнем бе­регу на высоте 290 м. Утонули два рыболовных судна, на кото­рых погибли два человека, и было уничтожено примерно 10 км2 леса. Известны и другие гигантские волны, порожденные ополз­нями, но без участия землетрясений. Видимо, рекорд для обыч­ных цунами до сих пор держит волна, обрушившаяся на мыс Лопатка (южная оконечность Камчатки) в 1737 г. и разбив­шаяся на высоте 70 м.

Не во всех странах, у побережья которых происходят земле­трясения, существует проблема цунами. Порождение волн мо­жет предотвращаться некоторыми особенностями рельефа мор­ского дна или механизма толчков. Так происходит в Новой Зе­ландии. Землетрясение 1855 г. на юго-западе Уайрарапы с М8 привело к поднятию большого участка побережья и нарушила приливные течения в прол. Кука, но образования больших волн, по-видимому, не вызвало. Единственный явный случай цунами местного происхождения произошел в 1947 г., когда волна, по­следовавшая за довольно сильным толчком вблизи м. Восточ­ного, смыла мосты через небольшие протоки и нанесла ущерб небольшой приморской гостинице.

Гораздо чаще наблюдаются волны далекого происхождения. В начале 1976 г. в результате толчка вблизи о-ва Рауль в архи­пелаге Кермадек возникла волна, доставившая несколько тре­вожных моментов прогулочным судам в заливах п-ова Норт-ленд. К счастью, землетрясения в районе островов Кермадек, как и у берегов Новой Зеландии, редко вызывают цунами, хотя толчки довольно часто бывают сильными. Самые опасные волны приходят из Чили. В 1868 г. волна от чилийского землетрясения, достигшая Новой Зеландии, привлекла всеобщее внимание в портах на обоих побережьях, а на островах Чатам были на­воднения. Подобные же волны последовали и за чилийским зем­летрясением 1960 г.; они прервали на несколько часов движение судов в порту Литтелтон. Как бы это ни было неприятно, го­раздо более серьезными являются последствия тех же цунами в отдаленных районах Тихого океана, например в Японии, где они приобретают разрушительную силу. Эти различия можно объяснить существованием плато Кэмпбелла — огромной терри­тории сравнительного мелководья к юго-востоку от о-ва Юж­ного. Волна, достигая его границы, замедляется, поэтому значи­тельная часть ее энергии рассеивается, не доходя до побережья Новой Зеландии. Иногда перед приходом волн море отходит от берега, предупреждая тем самым о приближении цунами. В этом случае разумнее всего немедленно уходить на возвышенные ме­ста, однако в людях часто побеждает любопытство обследовать открывшееся морское дно. Море отступает далеко не всегда, и этот признак, конечно, недостаточно надежен, чтобы основывать на нем систему предупреждения.

За первой волной могут следовать повторные волны с интер­валами в 1 ч и более, и это возмущение может на несколько дней нарушить обычный порядок приливов и отливов.

В Японии перед приходом цунами в море иногда наблюдаются световые вспышки. Нет причин не верить таким сообще­ниям; полагают, что они могут быть вызваны возмущениями мелких морских организмов, которыми объясняется также све­чение воды в кильватерах судов в тропических морях. Правда это или нет, но этого также недостаточно для сколько-нибудь надежного обоснования предупреждений.

Частоту, с которой возникают цунами, определить трудно. Опубликованные перечни, очевидно, весьма неполны, приведен­ные в них местонахождения эпицентров-источников представ­ляют лишь догадки. Высоты волн указываются редко. Даже не­большие острова защищают от волн прибрежную территорию. Думается, что на Тихом океане цунами бывают раз или два в год; большинство из них, однако, невелики.

Банко. То — пузыри, которые рождает Земля, как и вода.

У. Шекспир. Макбет.

В сознании многих людей землетрясения ассоциируются с вулканами. В Новой Зеландии наблюдаются обе группы яв­лений; однако землетрясения происходят вовсе не потому, что в национальном парке Тонгариро имеются вулканы, а в Уакареварева — горячие источники. Вулканы и землетрясения — это разные проявления одних и тех же геологических процессов, и несомненно существует определенная связь между распределе­нием сейсмических поясов на земном шаре и расположением вулканов.

При описании строения Земли было отмечено, что внутрен­няя ее часть разогрета, но из этого не следует, что под поверх­ностью залегает сплошной слой расплавленной магмы, готовый излиться в любое подходящее отверстие. Огромное давление вышележащих толщ препятствует плавлению пород. Тем не ме­нее имеются локальные участки, где это может произойти. Цир­кулирующие в мантии конвекционные токи создают «горячие точки» под океаническими хребтами, а поверхностный мате­риал, увлекаемый в глубины Земли в океанических впадинах или у края континентов, плавится в процессе реабсорбции. Об­разующийся расплав, называемый магмой, продвигается по тре­щинам вдоль ослабленных зон в твердой земной коре. Обычно это происходит в результате лишенного особых внешних эффек­тов процесса, известного под названием интрузии. Магма, внед­рившаяся на некоторое расстояние по трещине или вдоль по­верхности раздела между слоями, затвердевает, образуя дайки и силлы изверженных пород. При благоприятных условиях, когда перемещение магмы не встречает значительного сопротив­ления, может образоваться вулкан.

Из существующих на земном шаре вулканов 800 или 900 счи­таются активными, но поскольку их деятельность часто сменя­ется длительными периодами покоя, трудно установить различие между действующими, дремлющими и потухшими вулканами, как это принято в школьных учебниках географии. Извер­жения происходят лишь в немногих из них, обычно не более 20 или 30 в год.

Вулканы начинают свою деятельность как клапаны, через которые вулканические газы вырываются на дневную поверх­ность.   Вулканические   шлаки,   пемза,   пепел   нагромождаются вокруг жерла, образуя горы типичной конусообразной фор­мы. Скорость роста конуса часто бывает очень велика. Так, в местечке Парикутин в Мексике местные фермеры знали о существовании не­большой ямы на выгоне, ко­торая неоднократно появля­лась вновь, несмотря на то, что ее периодически засы­пали. Они бросили эту затею, а в один прекрасный день в 1943 г. яма была разорвана трещиной и из нее поднялся столб сероватого пепла. Спу­стя 24 ч показались лава и шлаки, образовавшие конус, высотой 50 м. К июню конус достиг деревни, расположенной в 3 км от вулкана, к сентябрю деревня была уничтожена, и лава покрыла площадь примерно в 25 км2. Через 2 года высота конуса достигла 500 м, но здесь извержение стало постепенно затухать и спустя 9 лет после первого выброса полностью прекратилось. Это один из немно­гих случаев, когда вулкан был изучен, что называется, со дня своего рождения.

Обычно различают расплавленную магму, находящуюся в недрах Земли, и лаву, которая изливается на поверхность и, теряя растворенные в ней газы и пар, постепенно затвердевает. Потоки жидкой лавы и горящего газа представляют собой эф­фектное зрелище, особенно ночью, но температура лавы редко превышает 1200 °С. Это позволяет ей сохранять расплавленное состояние и одновременно указывает на небольшую глубину лавообразующих процессов.

Лавы заметно различаются по химическому составу; две край­них разности представлены очень жидкими базальтовыми ла­вами, изливающимися вдоль срединно-океанических хребтов и формирующими морское дно, и кислыми андезитовыми лавами, извергающимися из вулканов островных дуг и краевых частей континентов (рис. 90). Многие считают изящные конусы Фуд­зиямы, Эгмонта, Мейона типичной формой вулканов, но это спра­ведливо лишь для тех из них, которые сложены относительно вязкими андезитовыми лавами. Базальтовые вулканы, такие, как Мауна Лоа на Гавайях или Килиманджаро в Северной Танзании, имеют сглаженную куполовидную форму, напоми­нающую перевернутое блюдце. В некоторых случаях базаль­товые лавы могут быть настолько жидкими, что заполняют лишь  углубления   в  земной   поверхности.  Однако  повторные излияния лавы из множества трещин могут в конце концов при­вести к формированию обширных плато, подобных Деканскому плато в Индии, в строении которого принимает участие при­мерно 700 тыс. км3 излившегося материала.

Разрушительная сила вулканов зависит в большой степени от вида лавы, которую он извергает, поэтому вулканы можно классифицировать по этому признаку, но нужно иметь ввиду, что с течением времени большинство из них меняет свой ха­рактер.

Наиболее спокойный тип извержения — гавайский. Вулканы этого типа обычно изливают очень жидкую базальтовую лаву, образующую невысокие шлаковые купола вокруг вулканиче­ского жерла. В вулканах типа Стромболи лава также имеет базальтовый состав, но обладает большей вязкостью и часто выбрасывается на поверхность в виде фонтанов, сопровож­дающихся небольшими взрывами. Вулканический тип извер­жений, обязанный своим названием горе Вулкан, расположен­ный на Липарийских островах вблизи побережья Италии, ха­рактеризуется еще более вяз­кой лавой, состоящей из кис­лых пород и имеющей тенден­цию затвердевать внутри жерла вулкана. Вулканы этого типа часто выбрасывают облака тонкого пепла в форме кочана цветной капусты, которые раз­носятся ветром на большие расстояния (рис. 91). В Но­вой Зеландии имеются мощ­ные отложения пепла, сохра­нившиеся от древних извер­жений подобного типа. Они распространены по всему рай­ону Тонгариро-Таупо в центре о-ва Северного. Последний тип вулканов — пелейский, по­лучил свое название от вул­кана Мон-Пеле на о-ве Мар­тиника, где произошло ката­строфическое извержение, уничтожившее город Сен-Пьер в 1902 г. Эти вулканы выбра­сывают так называемые паля­щие тучи — плотные облака газов и раскаленного твердого материала, которые, перева­лившись через край кратера, быстро устремляются вниз по склону (рис. 92, 93). Лава в этих вулканах обладает столь вы­сокой вязкостью, что может образовать в жерле вулкана твер­дую пробку. Иногда она выдавливается на поверхность, образуя «столб» из относительно мягкого материала, легко разрушаю­щегося под воздействием агентов выветривания. Столб вулкана Мон-Пеле высотой в несколько сотен метров представлял собой первоначально весьма впечатляющее зрелище.

В промежутках между извержениями многие кратеры за­полняются водой, стекающей с окружающих склонов, образуя кратерные озера. Стенки кратера часто сложены пеплом, в ко­тором легко образуются бреши как при дальнейшей вулкани­ческой деятельности, так и под давлением заполняющей кратер воды. При этом бурные потоки воды с пеплом, камнями, грязью и снегом устремляются вниз по склону горы с большой скоростью. Их называют лахарами, или вулканическими гря­зевыми потоками (рис. 94). Самая страшная железнодорож­ная катастрофа в Новой Зеландии была вызвана лахаром из озера в кратере Руапеху, разрушившим мост через р. Уонгаэху в национальном парке Тонгариро. Вся территория парка по­крыта каменными нагромождениями, оставленными древними лахарами. Однако прорывы кратерных озер — не единственная причина образования лахаров. В Индонезии имели место слу­чаи, когда интенсивного выпадения осадков оказывалось до­статочно для образования мощных грязевых потоков.

Взрывы, сопровождающие сильные извержения вулканов, вызывают образование упругих волн, которые могут регистри­роваться сейсмографами и даже восприниматься как землетря­сения. Большинство взрывов происходит внутри кратеров или в жерлах вулканов, но иногда имеют место и подземные взрывы или толчки, связанные с перемещением магмы, кото­рые можно уже с известным основанием рассматривать как «вулканические» землетрясения. По сравнению с тектониче­скими землетрясениями, которым посвящена большая часть этой книги, сейсмические толчки, вызванные вулканической де­ятельностью, представляют собой гораздо более скромное при­родное явление, так как большая часть энергии взрыва направ­лена в атмосферу и расходуется на образование звуковой волны. Кроме того, сравнительно слабые вулканические по­роды разрушаются раньше, чем в них успевают накопиться зна­чительные запасы энергии.

Когда воздушная волна от сильного взрыва повреждает здание, это явление может быть по ошибке принято за землетрясение. Звуковые волны могут распространяться на очень большие расстояния. Так, взрыв вулкана Кракатау в 1883 г. был слышен от Шри-Ланка и Северного Таиланда до Алис-Спрингс в центральной части Австралии. Сильные звуковые импульсы не всегда воспринимаются вблизи вулкана, так как звук более интенсивно распространяется в верхних слоях атмосферы, а вокруг вулкана образуется теневая зона) Сообщалось, например, что взрывы вулканов Нгаурухоэ и Руапеху не были слышны на территории Национального парка, но были зафиксированы в Таранаки и пригородах Веллингтона, расположенных более чем в 200 км от вулканов.

В большинстве стран, где действующие вулканы расположены вблизи населенных пунктов, властями организованы в той или иной форме наблюдения за приближающимися извержениями. К сожалению, вулканы настолько индивидуальны по своему характеру, что часто трудно бывает решить, за чем собственно следует наблюдать. Обычно вблизи вулканов устанавливаются сейсмографы, но многие извержения начинаются раньше, чем фиксируются первые толчки. Некоторые другие признаки, такие, например, как увеличение уклонов земной поверхности вблизи вулкана или изменение температуры воды горячих источников и кратерных озер, нередко могут служить более надежными предвестниками приближающегося извержения.

Землетрясения, связанные с вулканами, и взрывы в кратерах обычно наблюдаются в период, когда вулканы проявляют видимую активность. Когда активность нарастает, близрасположенные сейсмографы начинают фиксировать особый тип колебаний, известный под названием "вулканического дрожания". Оно представляет собой высокочастотную вибрацию с периодом колебаний в основном менее 0,5 с. Когда "дрожание" появляется впервые, оно выражено слабо и продолжается не более 2 ч, но по мере роста активности вулкана усиливается, и амплитуда колебаний значительно увеличивается. Когда извержение достигает максимума, колебания становятся менее регулярными не столько в связи с изменением их периода, сколько в результате перемены фазы. Колебание как бы прерывается в середине, а затем начинается вновь. Гавайские вулканологи высказали предположение, что "дрожание", вероятно, связано со стремительным движением расплавленной лавы по подводящему каналу, что заставляет вибрировать головы пластов, выступающих в его стенках, как губную гармошку. Симозура установил, что "дрожание" состоит из объемных и поверхностных волн и чем глубже расположен их источник, тем длиннее период колебаний. Он предполагает, что при потери магмой газов и превращении ее в лаву в подземных подводящих каналах и жерле вулкана устанавливаются ритмические колебания, вызывающие "дрожание".

Сейсмограмма, приведенная на рис. 95, получена в Новой Зеландии экспедицией, работавшей на о-ве Рауль в группе Кермадекских островов, при извержении вулкана в конце 1964 г. Взрывы в кратере и мелкофокусные землетрясения с эпицентром под зал. Денхам происходили на фоне вулканического "дрожания", во много раз превышающего по амплитуде нормальные микросейсмы, но отличающегося от них значительно более коротким периодом колебаний.

В районах, где имеются действующие или потухшие вул­каны, таких, как отдельные районы Японии или Северный ост­ров в Новой Зеландии, часто наблюдаются рои землетрясений. Они представляют собой последовательности слабых или уме­ренных сейсмических толчков, ни один из которых нельзя четко идентифицировать как главный. С мая по декабрь 1922 г. не­большой населенный пункт Таупо испытал сотрясения, которые во всех руководствах рассматриваются как типичный пример такого роя. При этом самый сильный из многих сотен зафик­сированных толчков вызвал лишь незначительные разрушения. К западу от эпицентра образовалась зона поверхностных раз­рывов протяженностью в несколько километров, а береговая ли­ния озера опустилась примерно на 2 м.

В 1922 г. этот район был слабо заселен, и сейсмографы, ко­торые могли бы зафиксировать эти толчки, не были установ­лены. Теперь представляется более вероятным, что разрывы образовались при землетрясении средней силы, а толчки, наблю­давшиеся позднее, представляли собой нормальную последова­тельность афтершоков, хотя, может быть, и необычайно силь­ных. Однако в конце 1964 г. в этом же районе наблюдался еще более типичный рой землетрясений. В настоящее время в не­скольких километрах к северу от этого района на геотермиче­ской станции Уаираки оборудована постоянная сейсмостанция, с которой портативные сейсмографы могут быть доставлены в любой район наблюдений. В обычное время сейсмографы в Уаираки фиксируют примерно 5 толчков в месяц, но в пико­вый период роя землетрясений их число увеличивается до 900 в день. Оказалось, что их эпицентр расположен под западной частью озера, соседствующего с заливом, под которым проходит разрыв 1922 г., однако каких-либо признаков оживления этого разрыва отмечено не было.

Местные жители склонны винить в возникновении землетря­сений эксплуатацию подземного горячего пара, однако работ­ники электростанции не отметили существенных изменений в качественных или количественных характеристиках пара. Не заметили каких-либо аномалий и геологи, замеряющие темпе­ратуру воды в источниках и скважинах. В районах, где нет вул­канов, истинные рои землетрясений очень редки, однако с вул­канической активностью они имеют лишь косвенную связь, и нельзя считать, что механизм их возникновения в настоящее время расшифрован.

Рассматривая островные дуги, автор отметил, что гипо­центры землетрясений, связанных с действующими вулканами, часто располагаются на глубинах порядка 150 км. Французский вулканолог Клод Бло высказал предположение, что к процес­сам извержения могут быть причастны глубокофокусные земле­трясения, охватывающие большие площади; при этом он обра­тил внимание на характерную последовательность землетрясе­ний, которые обычно начинаются как глубокофокусные, а затем их гипоцентры перемещаются все ближе к поверхности и место­положению вулкана, и нередко завершаются вулканическим из­вержением. Хотя приводимая им статистика более убедительна, чем аргументация, обычно применяемая в политических спорах, но ее все же недостаточно для того, чтобы убедить большинство геофизиков в правильности высказанных предположений. По­этому рассмотренные взгляды остаются пока лишь интересной гипотезой.

Д-р Тревор Хатертон из Новозеландского геофизического института и его калифорнийский коллега д-р В. Р. Дикинсон установили интересную связь между положением очагов земле­трясений под вулканами с андезитовой лавой и содержанием в ней поташа, которое растет по мере увеличения глубины. Эти данные могут дать дополнительную информацию о физических и химических свойствах пород на глубинах, где происходит плавление.

Тема вулканизма достаточно широка, чтобы стать предме­том отдельной книги, поэтому в работе о землетрясениях мы коснулись ее в общих чертах, не затрагивая таких явлений, как горячие источники, грязевые котлы или гейзеры.

Кассандра. ...Ты насмерть поразил меня на этот раз!

Хор. Ей видится судьба ее несчастная...

Давно известен нам твой дар пророческий, Но здесь уже пророкам делать нечего.

Эсхил.  Агамемнон.

Астрономы умеют предсказывать затмения и некоторые другие эффектные небесные явления с большой точностью, бла­годаря чему люди относятся с уважением и к другим, более сомнительным астрономическим гипотезам. Предсказания ме­теорологов менее надежны, но тем не менее пользуются из­вестной мерой доверия. Сейсмологов, которые не занимаются прогнозами землетрясений, часто упрекают в пренебрежении к этой важной задаче, а если они пытаются возражать, ссы­лаясь на то, что это не входит в круг их обязанностей, у боль­шинства людей все же не остается сомнения в том, что состав­ление прогнозов должно быть возложено на сейсмологов.

На первый взгляд может показаться, что прогноз землетря­сений должен достигнуть астрономической точности для того, чтобы он мог принести практическую пользу. Какую, например, ценность может иметь предсказание, что в Калифорнии 5 но­ября произойдет землетрясение или что в Маниле следует ожидать сильное землетрясение в течение нескольких ближай­ших лет? Ведь даже в том случае, если эти предсказания пра­вильны, они не могут служить основанием для принятия каких-либо практических мер. Нельзя ведь в самом деле эвакуировать все население Калифорнии или хотя бы приостановить всю де­ловую жизнь.

После катастрофического Новозеландского землетрясения в Хокс-Бей в 1931 г., когда погибло более 250 жителей в горо­дах Напьер и Хейстингс, местный пророк заявил, что он пра­вильно предсказал это землетрясение. В действительности же эпицентр землетрясения был указан им много южнее Хокс-Бей в Уайрарапе, но какое значение могут иметь лишних 150 км для решительного прорицателя. Однако, если бы власти поверили его предупреждению, весьма возможно, что жители Мастертауна, главного города Уайрарапы, были бы эвакуированы в На­пьер или Хейстингс, увеличив тем самым число жертв.

Прогноз землетрясений должен включать указания о месте, времени и интенсивности сейсмического толчка, притом с вы­сокой   степенью   точности,   или   по   крайней   мере   содержать оценку достоверности сделанного предсказания, так как в про­тивном случае он может принести больше вреда, чем пользы.

Однако не только предсказания пророков могут поставить в тупик гражданские власти. Совсем недавно один английский академик (не сейсмолог) пришел к выводу, что он нашел вер­ный способ предсказывать землетрясения и решил сообщить об этом в прессе, прибавив, что он ожидает сильное землетря­сение в Новой Зеландии. Британские репортеры поспешили пе­редать эту новость по телеграфу в Новую Зеландию. К сча­стью, их новозеландские коллеги, прежде чем опубликовать это сообщение, обратились за консультацией к экспертам, так что панику удалось предотвратить.

Предсказание отдельного землетрясения, даже если оно отвечает действительности, может принести жителям лишь до­полнительные осложнения, если здания запроектированы без достаточно надежных антисейсмических мероприятий. Кое-что можно, конечно, сделать для уменьшения числа жертв, не со­знание надвигающейся катастрофы внесет серьезные наруше­ния в социальную и экономическую жизнь города. Это еще хуже, чем угрожающие предсказания фальшивых пророков. К счастью существует один очень полезный вид прогнозов. Так, утверждение, что «данный мост в течение ближайших 100 лет должен будет выдержать 10 толчков интенсивностью семь бал­лов» весьма ценно для инженеров-проектировщиков. Сейсмо­логи сосредоточили свое внимание на том, чтобы включить подобного рода указания в действующие строительные норма­тивы и материалы по сейсмическому районированию террито­рий, но это не означает, что они отказались от попыток да­вать более точные прогнозы.

Когда-то сейсмологи потратили немало трудов на то, чтобы установить периодичность, с которой происходят землетрясе­ния. После того, как была разработана теория упругой отдачи, стало ясно, что накопление энергии, вызывающее сейсмиче­ский толчок — это длительный процесс и нужно попытаться найти тот «спусковой механизм», который определяет во вре­мени момент высвобождения накопленной энергии. Если та­кого механизма не существует, возможность точного предска­зания землетрясений становится весьма проблематичной. Для этого необходимо знать точные размеры сейсмогенерирующего разлома, прочность вмещающих пород, шероховатость стенок разлома, силу, с которой они прижаты друг к другу и множе­ство других количественных характеристик, которые практи­чески определить невозможно. Только в этом случае можно было бы надеяться получить оценку величины напряжения, необходимого для начала смещения.

Гораздо проще выявить накопление деформаций. Регуляр­ные наблюдения, повторяемые через определенные интервалы времени,   могут   показать,  претерпел   ли   исследуемый   участок поверхности какие-либо деформации или нет. С тех пор как радиолокационные устройства для точного измерения расстоя­ний вытеснили старые методы триангуляции (рис. 96), решение этой задачи существенно упростилось. На рис. 97 изображен лазерный дальномер-геодиметр, являющийся одним из точных инструментов для измерения расстояний между пунктами, рас­положенными на сторонах региона, испытывающего деформа­цию. Сейчас такие наблюдения ведутся в Калифорнии, Японии и Новой Зеландии. Как сказал японский сейсмолог Суехиро на съезде американских инженеров много лет назад, «нет смысла беспокоиться о том, будет ли спущен курок, если Вы не зна­ете, заряжено ли ружье, в особенности если учесть, что ружье — это землетрясение и оно произойдет независимо от того, сущест­вует курок или нет, в тот момент, когда заряд достигнет до­статочно большой величины».

Среди всех возможных спусковых механизмов наиболее ве­роятным всегда считалось изменение давления. Сюда относятся нагрузки от приливов и колебания в величине многих метеоро­логических факторов. Некоторые исследователи обращались даже к влиянию соседних планет, но оно по своей величине за­метно уступает другим действующим силам и едва ли может иметь решающее значение. Следует, однако, учитывать, что если землетрясение подготовлено, то даже самый незначительный внешний толчок может привести к разрядке накопившихся на­пряжений. Признаки, указывающие на наличие «спускового ме­ханизма», возможно, следует искать при наблюдениях за сери­ями афтершоков или роями землетрясений, когда условия для очередного толчка более благоприятны, чем обычно. Например, Р. С. Хейес установил, что афтершоки землетрясения в прол. Кука обнаруживали тенденцию учащаться, когда спадал прилив или барометр стоял ниже обычного. Аналогичные наблюдения были проведены в Японии. Сообщалось также, что в Гималаях и в бассейне Миссисипи частота слабых толчков связана с хо­дом речных паводков. При этом резкие изменения в режиме па­водка сопровождаются роями слабых толчков.

Д-р Т. X. Хитон из Калифорнийского технологического ин­ститута указывает, что, возможно, главную роль играет соот­ношение скоростей действия «спускового механизма» и измене­ния величины тектонических напряжений. Гравитационные силы Луны и Солнца влияют не только на воду в океанах, но также на твердую оболочку Земли, вызывая приливные явления, ко­торые могут изменить ее радиус примерно на 40 см. При этом развиваются упругие деформации, изменяющиеся по величине гораздо быстрее, чем медленно накапливающиеся тектонические деформации, высвобождающиеся при землетрясениях. Смогут ли приливные явления сыграть роль «спускового механизма», зависит от характера смещений по разломам. Он изучил 107 толчков, для которых  характер смещений  был  известен,  и  установил, что сильные коровые землетрясения могли быть вы­званы приливными силами только в том случае, если смеще­ния по разломам имели вертикальное или диагональное на­правление, но не горизонтальное. Такой результат дал матема­тический анализ. Не могут быть вызваны приливными явле­ниями глубокофокусные землетрясения, а также землетрясения с М 4, так как в последнем случае скорость изменения дру­гих факторов, принимающих участие в этом процессе, оказа­лась бы больше, чем «спускового механизма». Пока не было возможности проверить справедливость этих предположений. В большинстве стран сложились определенные представле­ния о погоде, «сопутствующей землетрясениям». В своей книге «Французская революция» Карлейль замечает, что «надежда ведет революцию, подобно тому, как землетрясению предшест­вует ясная погода», однако большинство английских авторов, и среди них Шекспир, рисуют землетрясение как кульминацион­ный момент бури:

Леннокс. Какая буря бушевала ночью!

Снесло трубу над комнатою нашей ...

...И   говорят, как   в лихорадке,

Тряслась земля.

Макбет. Да, ночь была тревожной.

Леннокс. За весь свой краткий век не помню ночи,

Подобной ей.

Японцы считают, что с землетрясениями связана жаркая и влажная погода. Омори изучил погодные условия, сопутству­ющие 18 главным японским землетрясениям за период более чем 530 лет и обнаружил, что 12 из них произошло в хорошую погоду, 2 — в облачные дни и 4 — в дождливые. Однако эти данные говорят скорее о японском климате, чем о землетря­сениях.

Проведению спасательных работ после новозеландского землетрясения Хокс-Бей в 1931 г. в немалой степени способ­ствовал необычайно длительный период хорошей погоды, од­нако Мерчисонское землетрясение двумя годами раньше про­изошло в столь же аномальный период дождей и штормов. Местный фольклор связывает с землетрясениями жаркую и ти­хую погоду.

Известны случаи, когда резкие изменения атмосферного дав­ления, связанные с прохождением метеорологических фронтов, совпадали с местными землетрясениями. Рихтер отмечает, что в Калифорнии слабые сейсмические толчки усиливаются в на­чале сезона дождей, когда происходит перемещение мощных воздушных масс и перераспределение нагрузок на поверхность земли. Если изменения давления действительно играют столь важную роль в возникновении землетрясений, можно было бы ожидать, что это особенно заметно скажется на подводных сей­смических толчках, поскольку изменения давления на дне моря во время приливов и отливов примерно в 10 раз больше, чем из­менения давления воздуха на суше. Однако ничего подобного не наблюдается.

Широко известно, что резкое увеличение числа слабых толч­ков возвещает о приближении сильного землетрясения, однако в действительности, это скорее исключение, чем правило. Кроме тех случаев, когда толчки предшествуют извержению вулкана, число форшоков редко превышает 2, при этом их трудно отли­чить от нормальной слабой сейсмической активности до того мо­мента, пока не произошло главное землетрясение.

По наблюдениям японских сейсмологов, многим сильным землетрясениям предшествовали аномальные наклоны земной поверхности. Для более детального исследования этого явления были применены специальные наклономеры, которые, хотя и зарегистрировали ряд подобных случаев, но четкой картины все же не дали.

Наиболее многообещающие работы по предсказанию земле­трясений выполнены в Средней Азии. Советские ученые уже в течение многих лет проводят такие исследования в районе Гарма в Таджикистане.   В   1962   г.   Кондратенко   и   Нерсесов обратили внимание на закономерное изменение скорости сейс­мических волн при прохождении их через район, где ожидалось землетрясение. В обычных условиях отношение скоростей Р и S-волн для большинства типов пород примерно одинаково: ско­рость Р-волн в 1,77 раза больше скорости S-волн. Однако, если породы находятся в напряженном состоянии, это отношение уменьшается и в момент разрыва падает примерно до 1,5.

Советские ученые вели наблюдения за скоростями упругих волн от слабых сейсмических толчков, которые постоянно на­блюдаются в этом районе, и обнаружили, что перед сильным землетрясением они становятся аномальными. Соотношение ско­ростей падает и остается низким в течение довольно длитель­ного периода, предшествующего землетрясению, но непосред­ственно перед толчком оно возвращается к своему первоначаль­ному значению. Сила землетрясения зависит от длительности периода, в течение которого наблюдалась аномалия  (рис. 98).

Первая проблема, с которой приходится сталкиваться при использовании этого эффекта для прогноза землетрясений, свя­зана с тем, что размер района, в пределах которого обнаружи­вается аномалия, даже в случае сильного толчка невелик — первые  десятки  километров.  Для обнаружения  этого   явления

были испробованы разные методы. Один из них был изобретен японским сейсмологом Вадати и требует установки 12 или более сейсмографов на одном профиле. Если S—Р-интервал для каж­дой станции нанести на график в зависимости от времени вступ­ления Р-волны, точки лягут на прямую, наклон которой харак­теризует соотношение скоростей. Другой способ, опробованный в Новой Зеландии и США, основан на записи вступлений Р-волн от отдельных сейсмических толчков на станциях, нахо­дящихся в пределах предполагаемого района аномальных ско­ростей. Если район находится в напряженном состоянии, волны будут фиксироваться в первом вступлении позже, чем следо­вало бы из таблиц времени пробега.

Пока что большинство аномалий было обнаружено после землетрясений. Сейсмологи просматривали записи, с тем чтобы выявить эпицентры землетрясений, расположенные вблизи сейсмостанций, и обнаружили, что толчкам предшествовали анома­лии. В Новой Зеландии аномалия наблюдалась перед Гисборнским землетрясением 1966 г.; в Калифорнии скорость Р-волн начала падать за 3,5 года до землетрясения Сан-Фернандо в 1971 г. Как советские, так и американские сейсмологи с тем или иным успехом пользовались этим методом, однако предска­занные толчки имели небольшую силу. До сих пор наилучшую оправдываемость имело предсказание землетрясения с М 7,3 в провинции Ляонин (Китай) в начале 1975 г. (рис. 99). Сооб­щается, что китайские власти учли сделанный прогноз и пред­ложили жителям города временно покинуть свои дома для того, чтобы посмотреть кино на открытом воздухе. Большая часть жителей приняла это предложение, и хотя множество домов было разрушено, число жертв оказалось небольшим. Зтр про­изошло незадолго до появления первой работы советских сейс­мологов, привлекшей всеобщее внимание. После появления этой работы в первую очередь предстояло выяснить, наблюдаются ли подобные изменения скоростей в других районах земного шара или они связаны с какими-либо местными геологическими осо­бенностями района Гарма. Если анализ покажет, что это не локальный эффект, неизбежно возникнет второй вопрос: чем эти изменения могут быть вызваны? Если еще можно как-то понять причину уменьшения скоростей, то гораздо труднее объяснить возвращение их к нормальной величине, а именно это явля­ется наиболее важным индикатором для установления момента начала землетрясения.

Наиболее общий ответ на эти вопросы дал в 1972 г. Э. Hyp из Станфордского университета, предположивший, что в основе этого явления лежит дилатансия. Дилатансия— интересный фе­номен с интересной историей. Она была открыта достаточно давно (в 1886 г.) Осборном Рейнольдсом — английским физи­ком, занимавшимся поисками свойств эфира — гипотетической субстанции, которая, как   в те времена   думали,   обеспечивает передачу световых и радиоволн. Вместо этого он случайно на­толкнулся на общее свойство почти всех зернистых сред, таких, как песок или другие скопления частиц.

В 1972 г. немногие сейсмологи слышали о дилатансии, хотя это явление было знакомо инженерам, работающим в области механики грунтов. В 1965 г. д-р Ф. С. Франк опубликовал в аме­риканском журнале статью, в которой обращал внимание на возможное участие дилатансии в механизме возникновения землетрясений. Что же такое дилатансия? Представим себе, что зерна в породе тесно упакованы, а мы стремимся сжать их еще больше. При этом направление приложенной силы может быть любым, но зерна будут смещаться в стороны, стре­мясь занять наиболее устойчивое положение. Если они упако­ваны предельно плотно, единственная возможность изменения формы— это расширение и увеличение объема. Странно, что при этом происходит упрочнение породы, возможно, вследст­вие роста напряжений на контактах между зернами. Таким об­разом создаются условия для увеличения упругих деформаций породы, прежде чем она будет окончательно разрушена. Слож­ности возникают в тех случаях, когда поры материала, под­вергающегося дилатансии, заполнены жидкостью. Это отвечает условиям, господствующим в недрах Земли. На небольших глубинах присутствуют подземные воды, а ниже располага­ется магма, которая может проникать в поры твердой Породы. Когда внешнее давление приводит к дилатансии, происходит увеличение порового пространства, но в этом случае причиной является скорее появление мелких трещин, чем перемещение твердых частиц. Поскольку объем порового пространства растет, давление жидкости падает, оставаясь постоянным за преде­лами области дилатансии. Это вызывает подток жидкости к участку дилатансии, который продолжается до тех пор, пока давление не выравняется, что приводит к потере породой по­вышенной прочности. В момент, когда давление жидкости па­дает, происходит снижение скорости Р-волн, а когда оно вос­станавливается — возвращение ее к нормальной величине.

Теперь можно описать процесс упругой отдачи более об­стоятельно. Когда региональные тектонические напряжения достигают предела прочности пород, в них начинают формиро­ваться тончайшие трещины и породы испытывают дилатансию. В этом состоянии они могут выдержать более высокие напря­жения, но по мере подтока жидкости к участку дилатансии прочность их снова падает. Поскольку деформации уже пре­высили нормальную величину, потеря прочности приводит к разрушению породы (рис. 100).

Если теория дилатансии, объясняющая механизм возник­новения землетрясений, правильна, постановка наблюдений за скоростью Р-волн или изменением отношения скоростей S и Р-волн может явиться не единственным способом установления критического состояния. Появляется, в частности, возможность выявить некоторые общие закономерности в казавшихся ранее необъяснимыми воздыманиях и наклонах земной поверхности, о которых сообщали японские сейсмологи. Кроме того, наблю­дения за режимом грунтовых вод могут оказаться более про­стыми, чем обычные сейсмологические измерения.

Один из методов, который советские ученые считают много­обещающим, состоит в измерении электросопротивления пород между электродами, забитыми в грунт на расстоянии несколь­ких километров друг от друга. Поскольку электропроводность зависит в основном от содержания жидкости в порах пород, можно ожидать, что дилатансия будет сопровождаться увеличе­нием их электросопротивления. Изменяя расстояние между электродами и силу тока, можно исследовать породы на раз­ных глубинах. Менее очевидный метод, использовавшийся в Гармском районе, основан на том, что все породы в той или иной степени радиоактивны. Когда происходит раскрытие тре­щин, площадь контактов породы с подземными водами увели­чивается, и в силу этого должна расти и концентрация раство­ренного в воде родона. Эти изменения можно зафиксировать, отбирая пробы воды из глубоких скважин и определяя содер­жание родона счетчиком Гейгера в лаборатории.

В ближайшем будущем должны быть разработаны и другие надежные методы исследования регионов, находящихся в со­стоянии дилатансии. Если эти методы оправдают возлагаемые на них надежды, предупреждение о землетрясении будет осу­ществляться в две стадии.

Первый сигнал тревоги должен даваться в тот момент, когда район оказался в условиях дилатансии, т. е. задолго до возникновения сильного землетрясения. Чем дольше длится пе­риод подготовки, тем сильнее должно быть ожидаемое земле­трясение, но его сила зависит также от прочности пород и скорости накопления деформаций. Эти параметры должны устанавливаться для каждого региона отдельно, однако пред­ставляется вероятным, что о толчке с М 7 предупреждение мо­жет быть сделано по меньшей мере за год до землетрясения. Период опасности, оповещаемый вторым сигналом тревоги, на­ступает в тот момент, когда аномалия исчезает и отношение скоростей Р- и 5-волн возвращается к своей нормальной величине. Ход этого процесса во времени зависит от пористости пород и наличия жидкости. Очевидно, он должен быть различ­ным в разных регионах, а местами может меняться также в за­висимости от времени года. Второе предупреждение может по­ступить всего за несколько дней до сейсмического толчка, но и этот срок достаточен для того, чтобы сигнал тревоги оказался полезным.

Проф. Ф. Ф. Эвисон установил последовательность событий, предшествовавших нескольким сильным землетрясениям в Но­вой Зеландии и Калифорнии. Во-первых, это тесно сгруппиро­ванная серия толчков примерно равной магнитуды, которую он назвал «предваряющим роем». За ним следует период, назван­ный им «предваряющим перерывом», в течение которого нигде в окрестностях сейсмических толчков не наблюдается. Затем следует «главное землетрясение», сила которого зависит от ве­личины роя землетрясений и продолжительности перерыва. Предполагается, что рой вызывается раскрытием трещин и сиг­нализирует о начале дилатансии, а перерыв длится в течение дилатантного периода. Возможность прогнозирования землетря­сений на основе этих представлений очевидна, однако имеются определенные трудности в выделении предваряющих роев из других сходных по характеру групповых землетрясений, и пока каких-либо бесспорных успехов в этой области не достигнуто. Сообщения об уменьшении числа слабых толчков в период, предшествующий главному землетрясению, поступали также от советских и японских специалистов.

Открытие изменений, происходящих за несколько дней до землетрясения в земной коре, в известной мере подкрепляет широко распространенное представление о том, что птицы и звери могут предчувствовать надвигающееся землетрясение. Нетрудно найти объяснение такому предчувствию, если оно про­является за полминуты до землетрясения или около того. Ведь многие живые существа гораздо более чувствительны к звукам или вибрации, чем человек, и по крайней мере некоторые из этих случаев, вероятно, обязаны тому, что животные воспри­нимают слабые продольные волны, в то время как человек ощущает только поперечные.

Гораздо труднее проверить  и  объяснить   сообщения о том, что животные проявляли беспокойство за день или более до землетрясения, и вопрос о возможности долговременных пред­сказаний, сделанных на основании поведения животных, оста­вался до последнего времени открытым. Теперь представляется вполне возможным, что сообщения о необычном поведении овец и рогатого скота за 15 мин до землетрясения Инангахуа в 1968 г. и другие подобного рода сообщения не лишены оснований и объясняются тем, что животные ощущают какие-либо предва­ряющие землетрясение деформации земной поверхности, кото­рые находятся за пределами чувствительности человека. Под­черкнем, что во всех этих случаях форшоки инструментально зафиксированы не были.

Сходные сообщения имеются о чувствительности рыб, на по­ведении которых заметно сказывается прохождение через тол­щу воды сильных Р-волн. Большое количество мертвой рыбы, погибшей скорее всего от подводного сейсмического толчка, было обнаружено после многих сильных землетрясений, начи­ная от землетрясения в юго-западной Уайрарапе в 1855 г. до Аляскинского землетрясения 1964 г.

Проф. Рикитаке (директор научно-исследовательского ин­ститута землетрясений Токийского университета) обратил вни­мание на хорошую согласованность длительности предупреж­дений, получаемых с помощью различных предвестников. Она зависит от магнитуды приближающегося землетрясения и на­ходит отражение в изменении волновых скоростей, естествен­ных электрических токов, содержания родона в подземных во­дах, скорости крипа и других индикаторов. Для сейсмического толчка с М 3 можно составить лишь однодневное предупреж­дение, а для толчка с М 4 — примерно десятидневное. Таким образом, для землетрясения с М 8 можно получить на подго­товку к нему 25—30 дней. Тот. факт, что различные предвест­ники дают сходные результаты, рождает надежды, что прак­тический метод прогноза землетрясений находится наконец, в поле зрения.

Однако проблема «что делать с прогнозом» остается. Не­которые сейсмологи сочли бы свой долг выполненным, передав свое предупреждение по телеграфу премьер-министру, другие пытаются подключить социологов к исследованию вопроса о том, какова будет наиболее вероятная реакция общества на сделанное предупреждение. Простой горожанин едва ли будет обрадован сообщению, что городской совет предлагает ему по­смотреть кинокартину на открытом воздухе в городском сквере, если он будет знать, что его дом по всей вероятности будет разрушен через один или два часа.

Нет сомнений, что социальные и экономические проблемы, которые возникнут в результате предупреждения, будут весьма серьезными, но что произойдет в действительности в большой степени, зависит от содержания предупреждения. В настоящее время представляется вероятным, что сейсмологи вначале будут делать заблаговременные предупреждения, возможно, на несколько лет вперед, а затем постепенно уточнять время, ме­сто и возможную магнитуду ожидаемого землетрясения по мере его приближения. Ведь стоит сделать предупреждение, и стра­ховые премии, как и цены на недвижимость резко изменятся, может начаться миграция населения, новые строительные объ­екты будут заморожены, начнется безработица среди рабочих, занятых ремонтом и окраской зданий. С другой стороны, мо­жет возникнуть повышенный спрос на лагерное оборудование, средства борьбы с огнем, товары первой необходимости, за чем последуют их нехватка и повышение цен.

Нужно четко различать предсказания, источник которого может заслуживать или не заслуживать доверия, и предупреж­дения, которые должны носить характер официального указа­ния о необходимости осуществления тех или иных практиче­ских мероприятий. Даже те государственные или обществен­ные организации, которые проявляют активность на поприще гражданской обороны и располагают хорошо разработанными планами борьбы с неожиданными катастрофами, не задумыва­лись серьезно над последствиями предсказания землетрясений.

Еще более осторожно с юридической и административной точек зрения следует подходить к предложениям о контроле над землетрясениями, высказанным некоторыми американ­скими геофизиками в отношении Калифорнии. Для этого, по их мнению, следует пробурить ряд скважин глубиной в не­сколько километров вдоль разлома Сан-Андреасна расстоянии 0,5 км друг от друга, а затем, выбрав три скважины, откачи­вать воду из двух крайних и одновременно нагнетать ее в тре­тью— промежуточную. Это могло бы спровоцировать земле­трясение, но его магнитуда была бы невелика, поскольку активный разлом замкнут двумя внешними скважинами. Про­двигаясь постепенно вдоль разлома, можно было бы снять ре­гиональные тектонические напряжения, прежде чем они до­стигнут опасной величины, и Калифорнии пришлось бы испы­тать лишь весьма слабые толчки. Стоимость проекта составила бы не более нескольких миллиардов долларов.

Каковы бы ни были перспективы прогноза или контроля, очевидно, что число жертв при землетрясениях и экономические потери могут быть существенно уменьшены, если специалисты направят свою изобретательность и труд в первую очередь на разработку более надежных строительных нормативов и созда­ние более совершенных строительных конструкций.

Кто строил этот храм, не помышлял О бренном доме.

Уильям Вордсворт. Церковные советы.

Среди беспорядка, который вызывается землетрясением, име­ется немало более неотложных задач, чем сбор статистических данных, поэтому оценка разрушений и числа жертв — это нелег­кая задача. Даже официальные данные могут вводить в за­блуждение. Некоторые страны склонны преуменьшить размеры катастрофы, другие, наоборот, преувеличивают число жертв в надежде повысить размеры поступающей помощи. Когда ужа­сающие результаты Таншаньского землетрясения 1976 г. были, наконец, оценены, оказалось, что цифра в 1 млн. человеческих жизней, унесенных землетрясениями за последние полстолетия, вряд ли является преувеличенной.

В принципе катастрофы, вызываемые землетрясениями, можно предотвратить. Ведь в гибели людей виновны не земле­трясения, а возводимые нами сооружения. Естественные явле­ния, такие, как оползни или цунами, играют, конечно, опреде­ленную роль, а отсутствие предусмотрительности и ограничен­ные возможности нашего инженерного искусства также несут свою долю ответственности, но всякий раз, когда приходится читать о больших потерях, убеждаемся, что они являются ре­зультатом сочетания бедности, высокой плотности населения и примитивных методов строительства. При этом совсем не обя­зательно, чтобы землетрясение было сильным.

В 1960 г. в результате сейсмического толчка с магнитудой всего лишь 5,8 погибло от 10 до 15 тысяч жителей в г. Агадир (Марокко). В Кизване (Иран) в 1962 г. землетрясение с М 7,1 унесло более 12 тыс. жизней, а при землетрясении в Чимботе (Перу) с М 7,7, осложненном такими явлениями, как оползни и наводнения, погибло 60 тыс. чел. Обратившись в более отда­ленное прошлое, можно найти сведения о землетрясении в Шанси в 1556 г., которое, по данным китайских историков, унесло 830 тыс. жизней. Это величайшая катастрофа за всю историю человечества, сведения о которой нельзя отвергнуть как вымы­сел. В 1920 г. в результате сейсмического толчка в том месте погибло около 100 тыс. чел.— цифра, равная потерям при ка­тастрофическом землетрясении в Токио в 1923 г. и вдвое пре­вышающая число жертв в Нань-Шане в 1927 г.

Перед лицом таких потерь гибель 700 чел. при землетрясе­нии в Сан-Франциско в 1906 г. едва ли можно отнести к разряду катастроф. Смерть 256 чел. при землетрясении 1931 г. в Хокс-Бей (Новая Зеландия) — это всего лишь серьезное про­исшествие, при котором число жертв не достигло и половины ежегодного числа несчастных случаев на автомобильных доро­гах в этой стране, однако и этих потерь можно было бы избе­жать, поэтому о них не следует забывать. Инженеры-сейсмо­логи должны понимать, что не только жилые здания, учрежде­ния, магазины и фабрики, но также дороги, плотины, мосты и общественные здания могут и должны противостоять практиче­ски любым  (в разумных пределах)  землетрясениям.

Если рассмотреть в деталях шкалу интенсивности земле­трясений, например модифицированную шкалу Меркалли, при­веденную в приложении, можно убедиться в том, что разруше­ние хорошо выстроенных зданий может произойти лишь при очень сильных землетрясениях, даже в том случае, если не были осуществлены специальные мероприятия по повышению их ус­тойчивости. Нельзя, однако, считать, что даже в высокоразви­тых странах все здания строятся хорошо или не претерпевают разрушений с течением времени.

В Новой Зеландии, где большинство людей живет в домах, которые англичане называют деревянными бунгало, а амери­канцы — одноэтажными каркасными домами, человек, воз­можно, находится в большей безопасности, чем в других стра­нах, где принято жить в кирпичных многоквартирных блоках. Такой дом прочно закрепляется на железобетонном фундаменте с расширенной подошвой. Каркас связан поперечными балками, а внешняя деревянная обшивка, прибитая гвоздями к верти­кальным стойкам, создает дополнительное сопротивление де­формациями, хотя не всегда может предотвратить образование трещин на штукатурке внутренней стороны стен. В более ста­рых домах крыши сделаны из листов оцинкованного рифленого железа, прибитых к деревянным стропилам гвоздями со свин­цовыми шляпками. Этот тип крыш уступил место вначале чере­пичным, а позднее — плоским, покрытым рубероидом. Совсем недавно крутые двухскатные крыши вновь вошли в моду, и про­изошел возврат к оцинкованному железу и алюминию, кото­рые выпускаются теперь в виде лент такой ширины, чтобы по­крыть все здание одним куском. Используются также различ­ные виды пластиков и металлические листы с керамическим покрытием, имитирующим черепицу или дранку. В некоторых случаях кирпичная облицовка заменяет деревянную, но без шту­катурки.

С точки зрения безопасности при землетрясениях черепичная крыша — это шаг назад по сравнению с железной. Черепичные крыши во много раз тяжелее несущей конструкции, а некоторые из них впитывают количество воды, превышающее их собст­венный вес. Вследствие этого здание становится неустойчивым в своей  верхней части,  и исправить ситуацию  можно только частично за счет дополнительных поперечных связей в несу­щем каркасе. Товарный склад в порту Ахурири (рис. 101) мо­жет служить типичным примером повреждения здания с тя­желой верхней частью при недостаточной жесткости каркаса. Снимок сделан после землетрясения Хокс-Бей в 1931 г. Чере­пицы легко смещаются при сотрясениях, и даже в том случае, если они не сыплются каскадом на землю и не ранят прохо­жих или обитателей здания, выбегающих на улицу, они оказы­ваются настолько сильно поврежденными, что теряют водоне­проницаемость. Не выбегать наружу во время землетрясения — это разумный совет, каким бы ни было здание, в котором Вы в этот момент находитесь. Максимальной разрушительной силы толчок обычно достигает в течение первых 10 с, и единственное, что можно сделать,— это последовать совету доктора Бейли Виллиса: «Стойте спокойно и считайте до сорока. После окон­чания счета уже не важно, что Вы будете делать».

Лучшее, что можно предпринять в дополнение к совету док­тора Виллиса — это укрыться под какой-либо армированной частью здания, например в дверном проеме, или под крепкой доской или плитой, которые могут выдержать вес обрушивше­гося на них груза. Виной большинства несчастных случаев при землетрясениях является падение материала, из которого воз­ведено здание, и, как правило, этот материал падает на улицу, а не внутрь сооружения. Так, при обрушении башни почтамта в Хейстингсе был убит прохожий, в то время как среди посети­телей, находившихся внутри здания, жертв не было.

К счастью, в деревянных домах редко бывают серьезные по­вреждения. Каркас обладает значительной гибкостью и может выдержать большие перекосы, прежде чем что-либо сломается. Но такая гибкость способствует одновременно одному из наи­более обычных повреждений — появлению трещин в унитазах. Поскольку бачок крепится к стене, а сам унитаз к полу, до­статочно даже небольшого горизонтального перемещения, чтобы он раскололся. Имеются отдельные примеры, когда это проис­ходило даже при толчках силой IV—V баллов по шкале ММ, однако такие случаи являются, по-видимому, исключением и и связаны скорее всего с недостаточной гибкостью водопровод­ных труб.

Повреждение туалета, конечно, неудобно, но едва ли опасно, не то что другая часто наблюдаемая форма разрушения — растрескивание и обрушение дымовых труб. Они теряют устой­чивость при сейсмических толчках силой около V баллов по шкале ММ. Строители уверяют, что нет причин для обрушения труб, если они правильно запроектированы и возведены, но тем не менее обрушение труб продолжается. Во время Мастертонского землетрясения 1942 г. в Веллингтоне и Хатт-Вэлли было повреждено около 20 тыс. труб. Наиболее обычная форма разрушения — это растрескивание кирпичной кладки по диаго­нали или в виде буквы X, а также скалывание трубы у основа­ния на уровне крыши (рис. 102). Отдельные кирпичи или даже вся верхняя часть трубы может провалиться сквозь крышу. Сентиментальная приверженность к открытому очагу является основной причиной несчастных случаев, связанных с землетря­сениями в сельской местности.

Разрушение кирпичных построек часто обязано плохому ка­честву известкового раствора, однако в некоторых случаях не­достаточной прочностью обладают и сами кирпичи (рис. 103). Весьма важно, чтобы углы кирпичного здания и те его части, которые могут колебаться независимо от остального сооруже­ния, были хорошо связаны между собой. Обрушение башен, по­добных той, которая была на здании почтамта в Хейстингсе (рис. 104) происходит скорее вследствие разницы в периодах колебаний с остальной частью здания, чем в связи с какими-либо недостатками конструкций. Из сказанного можно сделать вывод, что опасность ограничивается возможностью получить ранения от падающих кирпичей. К сожалению, это не так. Раз­рушение кирпичной кладки — это, несомненно, большая опас­ность, но нужно учитывать также косвенное воздействие земле­трясений, сказывающееся в так называемых вторичных по­вреждениях, хорошо известных представителям страховых компаний. Слабое землетрясение может, например, повредить трубопровод,  а  утечка   воды — нанести   ущерб   находящимся в здании товарам. При сильных землетрясениях выходят из строя такие общественные службы, как снабжение водой, элек­троэнергией, газом. В этих условиях у домохозяек появляется искушение приготовить горячую пищу или по крайней мере вскипятить чай в камине. Если в трубе образовалась трещина, скрытая деревянной обшивкой, риск пожара очень велик. При возникновении пожара противопожарная служба не всегда может с ним справиться. И это все не так уж невероятно. Зем­летрясение в Сан-Франциско и несколько более поздних япон­ских землетрясений показали, что ущерб, причиненный огнем после землетрясения, оказался во много раз больше, чем разру­шения, вызванные самим сейсмическим толчком.

Существуют две главные причины разрушения сооружений при землетрясениях: резонанс с вступающими волнами и инер­ция. Опасность, связанная с инерцией, менее очевидна для строителей небольших общественных и жилых зданий. Когда земля под каким-нибудь объектом смещается, то чем больше его масса, тем сильнее тенденция противостоять движению. Примером может служить смещение цистерны для воды, по­казанное на рис. 105. Другой пример — смещение колонок с го­рячей водой, закрепленных только вводными и выводными тру­бами, вызвавшее значительные вторичные повреждения, кото­рых можно было бы легко избежать, забив ряд гвоздей вокруг основания. Редко крепятся к стенкам тяжелые гардеробы и книжные шкафы,  а плиты,  холодильники  и  пианино  вообще почти никогда не закрепляются. Все они могут перемещаться (точнее — сохранять состояние покоя) даже при весьма уме­ренных землетрясениях.

По всей видимости, здравый смысл указывает на необхо­димость закрепления содержимого наших зданий, но что толку беспокоиться об этом, когда сами здания легко могут быть разрушены. Как же сделать здания достаточно устойчивыми, чтобы они могли противостоять сотрясениям, которые они ис­пытывают?

Опыт показывает, что даже в эпицентральных районах, где магнитуда землетрясений достигала в отдельных случаях 8,5, некоторые здания оставались неповрежденными. Можно было бы скопировать эти здания и запретить применение других кон­струкций, но большая часть общества воспримет такие меры как недопустимое вмешательство в принципы свободного раз­вития. Необходимо поэтому выявить причины разрушения зда­ний и использовать полученные данные при планировании строительства и проектировании сооружений. С самого начала было очевидно, что такой подход требует изучения как земле­трясений, так и сооружений, но прошло довольно много вре­мени, прежде чем стало ясно, что не менее важное значение имеют свойства грунтов основания, через которые осуществля­ется взаимодействие землетрясения с сооружением.

Даже если инженеры-сейсмологи сумеют решить эти слож­ные проблемы, некоторый элемент риска все же сохранится. В абстрактной постановке это положение большинство людей сочтет неприемлемым, хотя в других областях — на транспорте, в вопросах здравоохранения, в отношении разрушений, вызываемых бурями, пожарами и наводнениями — они, без сомне­ния, подвергаются гораздо большему риску, чем при землетря­сениях. Все эти явления можно проанализировать и вырабо­тать на их основе некоторую меру «общественно оправданного риска». Большинство инженеров и составителей антисейсмиче­ских нормативов согласится с тем, что их задача заключается в снижении риска до некоторого разумного предела — мини­мально возможной стоимости потерь. Мир без риска — это не­достижимый идеал.

В период землетрясения сооружение ведет себя как гру­бая имитация сейсмографа, реагируя на сейсмические волны в соответствии с их частотными характеристиками и зату­ханием.

Конструкция сейсмографа умышленно сделана простой, с тем, чтобы его поведение можно было легко рассчитать, но большинство зданий представляет собой довольно сложные си­стемы. Отдельные ее части могут обладать различным резо­нансом, а также разными значениями внутреннего затухания и трения, которые могут к тому же изменяться в зависимости от амплитуды возникающих колебаний. Анализ различных со­ставляющих реакции — нелегкая задача, но не менее сложной задачей является определение характеристик сейсмических ко­лебаний при сильных землетрясениях.

Сейсмографы, установленные в обсерваториях, оказываются полезными лишь отчасти, так как они слишком чувствительны для записи колебаний от близких сильных землетрясений. Дру­гой недостаток сейсмографов состоит в том, что скорость про­тяжки бумаги обычно слишком мала для того, чтобы получить форму входящей волны, поэтому высокие частоты и детали формы волны не могут быть изучены достаточно полно. Таким образом, для записи сильных колебаний должны использоваться специальные инструменты. Они работают не в постоянном ре­жиме, а оборудованы специальными триггерами, которые вклю­чают протяжку бумаги только в момент сильного землетрясе­ния. Это снижает расход дорогостоящей бумаги, поэтому мож-ной пойти на ее протяжку с большой скоростью. Правда, при этом первая секунда записи обычно бывает утеряна, так как бумага только набирает нужную скорость, но это не самая разрушительная часть землетрясения. Небольшое число хоро­ших записей сильных землетрясений, доступных для изучения, пока все еще остается предметом всеобщего интереса. Нам не­известно, где и когда произойдет сильный сейсмический толчок, поэтому его трудно «поймать». В Японии и Калифорнии сейсмо­графы для записи сильных колебаний устанавливаются в по­следние годы владельцами крупных зданий; в Новой Зеландии Управление научных и промышленных исследований решило создать сеть таких инструментов на всей территории страны, а Министерство строительных работ устанавливает тензометры и другую измерительную аппаратуру на наиболее крупных ин­женерных сооружениях.

Несмотря на усилия, предпринимаемые в разных частях света, никому еще не удалось получить хорошую запись сейсми­ческого толчка в зоне с М 8 и более.

Здания из железобетона или со стальным каркасом, полу­чившие широкое распространение в наши дни, обладают не только высокой прочностью, но и гибкостью, поэтому можно надеяться, что они смогут перенести без значительных дефор­маций даже самые сильные сейсмические толчки, что, конечно, не исключает возможности разрушения перегородок или раздвижных стен. Отдавая дань уважения архитекторам и строителям, следует отметить, что большинство хорошо спроек­тированных современных зданий сможет противостоять любым землетрясениям (за исключением, может быть, самых сильных); гораздо больше внимания следует в настоящее время уделять проблеме вторичного ущерба и возможности возникновения пожаров.

Обеспечение устойчивости сооружений при землетрясениях не сводится к простым советам типа: использовать при строи­тельстве подходящие материалы, не оставлять незакрепленные блоки, угрожающие падением; хотя при строительстве неболь­ших зданий и частных жилых домов такие простые правила, основанные на опыте и включенные в местные законодатель­ные акты, весьма полезны. Проектирование небоскребов, заво­дов, мостов, плотин, очистных сооружений — это уже значи­тельно более сложная задача.

Некоторые интересные примеры воздействия землетрясе­ний на здания и сооружения разных типов приведены на рис. 106—118.

Один из наиболее ранних подходов к учету воздействия зем­летрясений на сооружения заключался в определении величины горизонтального ускорения, которому последние должны проти­востоять. Этот подход обладал тем преимуществом, что инже­неры могли применять методы, используемые в современной практике при учете величины ветровой   нагрузки;   они   могли суммировать ветровую и сейсмическую нагрузки и учитывать их совместно. Принимаемая в расчет величина ускорения со­ставляла обычно около 0,1 ускорения силы тяжести. Опыт по­казал, что рассчитанные таким образом конструкции хорошо выдерживали сейсмические нагрузки несмотря на то, что реаль­ная величина ускорения, судя по показаниям сейсмографов, даже при толчках умеренной силы была значительно больше. Причина расхождений заключалась в том, что максимальные ускорения соответствуют значительно меньшим периодам ко­лебаний, чем у большинства зданий, и кроме того, характерны не для всего периода сильных колебаний.

Используя собранную к настоящему времени информацию, инженер-сейсмолог начинает свои вычисления с определения «проектного спектра», который определяет прочность сооруже­ний при ожидаемых частотах колебаний.

Там, где неизвестно, что сейсмический риск различен в раз­ных частях страны, строительные нормативы могут содержать районные меры предосторожности, варьирующие в зависимости от требуемой устойчивости сооружений. В Новой Зеландии при­нимаемые в расчет значения ускорения изменяются от 0,08 до 0,16 ускорения силы тяжести.

В Японии применяется более сложная система. Страна раз­делена на три региона, в каждом из которых принимается в рас­чет единая стандартная величина ускорения — 0,2; 0,15 и 0,1. Эти значения затем умножаются на коэффициент величина ко­торого изменяется от 0,5 до 1,5, в зависимости от конструкции здания и грунтовых условий.

В настоящее время такой тип строительных нормативов по­степенно вытесняется более сложным, основанным на учете динамических характеристик конструкции, особенно при строи­тельстве высотных зданий или других уникальных сооружений.

Анализ проекта должен показать, что он не только обеспе­чивает устойчивость здания при землетрясении прогнозируемой интенсивности, но и исключает возможность чрезмерных коле­баний, которые могут напугать проживающих в нем людей. В случае высотных зданий типа башен смещения могут быть очень велики, прежде чем возникнет реальная опасность по­вреждения конструкции, но справедливость этого утверждения не обязательно должна быть очевидна человеку, застигнутому землетрясением   на 20-м этаже   раскачивающегося небоскреба. Кроме того, смещение внутренних частей здания может приве­сти к блокировке лестниц и выходов.

Общедоступность электронных компьютеров изменила под­ход к проектированию зданий и сооружений в сейсмических районах, сделав возможным рассмотрение таких конструкций, которые несколько лет тому назад даже не обсуждались бы в связи с необходимостью выполнения трудоемких и дорого­стоящих расчетов.

Что же, если несмотря на все предосторожности, сильный сейсмический толчок вызовет опасные повреждения конструк­ции. Проектировщик в известной мере может определить те элементы конструкции, которые будут разрушены в первую оче­редь, и в большинстве случаев оказывается возможным разме­стить предметы таким образом, чтобы обитатели здания оста­лись в безопасности, даже если здание опрокинется и его при­дется возвращать в первоначальное положение.

Для того, чтобы ограничить колебания зданий при землетря­сениях, применяется демпфирование. Демпфирующие устрой­ства основаны на поглощении энергии, и обычно их распола­гают таким образом, чтобы определенная секция стены могла принять на себя основной удар от землетрясения. Новозеланд­ские инженеры проводили эксперименты с различными имею­щимися в их распоряжении элементами, которые могут быть включены   в   конструкцию   мостов   и   других   подобного   рода сооружений. Это могли быть металлические соединения и сек­ции, которые должны выдерживать напряжения и деформа­ции, значительно превышающие предел упругости, или порш­невые устройства, в которых избыточная энергия используется для продавливания свинца сквозь небольшое отверстие. После сильного сейсмического толчка такие элементы легко могут быть заменены.

При проектировании важно учесть, что период собственных колебаний здания не совпадает с периодом сейсмических волн, возбуждаемых землетрясением. Он может быть вычислен из жесткости строительных материалов и пространственного рас­пределения масс, но последнее трудно поддается измерению, и, кроме того, перемещение внутренних элементов конструкции или тяжелых предметов могут его заметно изменить. К счастью, оказывается возможным измерить период собственных колеба­ний здания, записывая сотрясения, создаваемые сильным вет­ром или специальными вибраторами.

Вибратор состоит из системы грузов, насаженных на общую ось и вращающихся с помощью мотора с переменными скоро­стями в противоположных направлениях (рис. 119, 120). Цен­тробежная сила, от каждого из них действует на ось XY. В положении 1 и 3 силы действуют в противоположных направ­лениях и взаимно уравновешиваются, в положении 2 склады­ваются и тянут ось и раму, в которую она вставлена, вправо. Через пол-оборота, в положении 4, силы снова складываются, но теперь направлены влево. Таким образом, вибратор генери­рует переменную силу F с частотой, зависящей от скорости вра­щения грузов. Чтобы в машине не возникал изгибающий мо­мент, груз А разделен на две половины, а груз В вращается между ними. Существуют различные способы подсоединения вибратора к зданию. Размер используемых грузов зависит от того, насколько безопасны создаваемые сотрясения для здания и насколько чувствительна применяемая регистрирующая аппа­ратура. В США некоторые здания, предназначенные на слом, были превращены в вибрационные стенды и в результате сотря­сений в буквальном смысле развалились на части.

Вибрационные исследования не обязательно должны выпол­няться на сооружениях натурального размера. Иногда доста­точно использовать модели или испытать только часть зда­ния.  Японское  Министерство  строительства  располагает очень большой виброплатформой (рис. 121), используемой для испытаний отдельных блоков атомных электростанций. Она может выдержать нагрузку в 17 т и сообщить ей вибра­цию с вертикальным ускоре­нием, равным ускорению сво­бодного падения, и горизон­тальным — вдвое большим. Период колебаний может быть выбран в интервале от 0,2 до 0,9 с.

Другой подход состоит в использовании метода элек­трических аналогий. Аналог представляет собой электриче­скую схему, собранную таким образом, чтобы обеспечить ре­акцию на электрическую виб­рацию, сопоставимую с меха­нической реакцией, возникаю­щей в зданиях при сотрясе­ниях. Остроумное фотоэлек­трическое приспособление превращает запись землетря­сения  в переменный электри­ческий ток, который затем прочаемую техническими средствами и методами, применяемыми в электротехнике. Конечные результаты можно перевести на язык механики и использовать при проектировании сооружений Выше была отмечена важная роль грунтов, на которых по­строено здание. Исследования, выполненные в США показали что народном и том же расстоянии от эпицентра в зависимости от свойств грунтов интенсивность землетрясения по модифици­рованной шкале Меркалли может различаться до четырех бал­лов. Эти изменения могут быть изучены путем обследования территории разрушенных городов, но лишь записи сильных ко­лебании на различных типах грунтовых оснований могут дать надежную информацию, в которой нуждается инженер-проекти­ровщик. Существует, конечно, вполне оправдывающая себя практика возводить здания по возможности на скальных породах и, во всяком случае, избегать неоднородных оснований где часть здания может оказаться на скале, а часть на насыпных грунтах. Одним из наиболее неустойчивых оснований является аллювии — материал, переносимый реками и покрывающий днища долин. Результаты, полученные в Японии, показывают что для оснований, сложенных аллювием, характерен эффект по­глощения слабых колебаний и усиления интенсивных, порож­даемых сильными землетрясениями. К сожалению, древние реч­ные террасы часто образуют удобные строительные площадки, а множество портов выстроено именно в устьях рек. Свойства грунтов естественных оснований на участке строительства могут изучаться непосредственно при бурении скважин, и при возве­дении больших сооружений это в большинстве случаев делается. Желательно, чтобы строительные нормы и правила для боль­ших городов в сейсмических зонах были основаны на более ши­рокой информации, чем полученная из небольшого числа произ­вольно расположенных скважин. В Японии для этой цели был использован метод изучения поведения грунтов при «микросотрясениях». Было обнаружено, что характер микросейсм и ис­кусственных колебаний зависит в большой степени от природы, мощности и свойств приповерхностного слоя неконсолидирован­ных отложений. Такие записи могут быть получены в течение нескольких минут. Таким образом удалось идентифицировать три или четыре основных типа грунтов. Большие города, та­кие, как Иокогама, Токио и Осака, были закартированы пол­ностью.

Ни одно здание не может находиться в большей сохранно­сти, чем его естественное основание. Некоторые типы глин при сотрясениях могут течь, как жидкость, иногда с весьма не­приятными последствиями для возведенных на них сооруже­ний (рис. 122). Одним из по­следствий осадки неконсоли­дированного гравия может явиться отжатие на поверх­ность грунтовых вод с неко­торым количеством тонкого песка и ила (рис. 123). Не­многие представляют себе, что в результате землетрясения они могут оказаться стоящими по колено в водовороте неве­домо откуда взявшейся гряз­ной воды (рис. 124). Желез­ные и автомобильные дороги не всегда могут обойти уча­стки развития таких грунтов, и наиболее уязвимыми ме­стами в сети дорожных ком­муникаций часто оказываются мосты и насыпи (рис. 125— 131).

Пожалуй, одна из наиболее сложных проблем, с которыми приходится сталкиваться инженерной сейсмологии, связана со старинными зданиями, которые ценятся за красоту или как па­мять о важных исторических событиях. Даже если стоимость работ относится к числу второстепенных факторов, меры по ук­реплению здания могут легко погубить те характерные черты, которые делают его достойным сохранения. В Новой Зеландии не   возникает  таких   проблем,   какие   ставят  перед  жителями Йорк-Минстер или Лининг Тауэр, где сейсмический риск недо­пустим, но само отсутствие  старинных зданий  в любой стране заставляет многих возражать против сноса любых интересных сооружений. Следует ли, например, сохранять богато украшен­ное викторианское здание на главной магистрали города? Если украшения хорошо закреплены и здание обладает достаточной прочностью, на этот вопрос можно ответить положительно. Но часто задача состоит именно в том, чтобы выяснить эти обстоя­тельства, не нанося зданию ущерба. Старые строительные планы могли не сохраниться, а если они и существуют, то не могут дать гарантии, что произведение   мастера   осталось   неповреж­денным.

С течением времени даже наши новейшие здания постепенно ветшают, а историческая ценность и сентиментальные настроения, окружающие старейшие из них, будут непрерывно нара­стать. С ростом общественного внимания к ним может увели­читься и готовность затратить деньги на их охрану. Дальней­шие исследования в этой об­ласти могли бы привести к улучшению методов укреп­ления зданий. Во всяком слу­чае не следует делать поспеш­ного вывода о необходимости исключения всякого «потенци­ального риска», и прежде чем принять к руководству филан­тропическое высказывание о том, что ни одно здание не стоит человеческой жизни, сле­дует задуматься над числом несчастных случаев, сопро­вождающих строительство плотин, железных дорог, мос­тов и других сооружений, ко­торое не вызывает обществен­ного протеста.

Тамерлан. Я  посрамлю  ученых простофиль,

Три части света видящих на карте,

И нарисую этим вот пером

Другие страны, города и села.

К. Марло. Тамерлан Великий.

В одних частях земного шара землетрясения бывают чаще, в других — реже, поэтому можно сделать некоторые обобщения относительно того, какие районы следует считать сейсмически активными, какие — стабильными. В стабильных районах нет необходимости принимать меры предосторожности против зем­летрясений; так же очевидно, что в районах, где разрушитель­ные землетрясения имеют длительную историю, какие-то меры защиты должны быть приняты. Выработка некоторых обяза­тельных строительных нормативов и страхование от несчаст­ных случаев и экономических потерь — вот два направления, по которым должна идти разработка этих мероприятий.

Там, где землетрясения имели место в прошлом, они почти наверняка произойдут и в будущем. К несчастью, человеческая память коротка, и землетрясения, которые произошли лишь по­коление назад, часто оказываются почти полностью забытыми, История таких стран, как Корея и Япония, где записи о земле­трясениях велись веками, открывает перед нами новые проб­лемы. Записи показывают, что периоды сейсмической активно­сти чередуются с периодами относительного покоя, когда земле­трясений бывает мало или они полностью отсутствуют. В таких странах, как Новая Зеландия, которая лишь недавно была за­селена, или в таких, где обитатели лишь недавно стали циви­лизованными, трудно что-либо почерпнуть из истории; но если известно, что землетрясения происходили, любая предусмотри­тельная администрация должна рассмотреть вопросы о том, сле­дует ли включать в строительные нормы и правила антисейсми­ческие мероприятия, следует ли эти мероприятия распростра­нять на всю страну или только на отдельные ее части, следует ли требования о соблюдении этих мероприятий везде делать одинаково жесткими или варьировать их от региона к региону? Деление территории страны на регионы, различающиеся по тре­бованиям к антисейсмическому строительству, известно под на­званием   сейсмического   районирования.

Сейсмическое районирование и исследование сейсмичности далеко не одно и то же. Можно, например, с полным основа­нием настаивать на большей сейсмостойкости здания, которое может обрушиться на деловую улицу города, по сравнению с зда­ниями, которые возводятся на открытом пространстве, даже если прогнозная сейсмичность обоих участков одинакова. Сте­пень сотрясений зависит в большой степени от грунтов основа­ния, и здание, воздвигнутое на мощных галечниках, должно быть более устойчивым, чем соседние здания, стоящие на проч­ном скальном основании. Менее строгие требования предъяв­ляются к строительству хранилищ или товарных складов, чем к строительству театров и кино, в которых могут одновременно находиться сотни посетителей, или к строительству плотины, прорыв которой может привести к затоплению густо заселенной долины. Все эти факторы должны учитываться при райониро­вании, но они не имеют никакого отношения к сейсмичности, и сейсмолог вправе высказать возмущение, когда подобного рода соображения рассматривают как научные откровения, связан­ные с оценкой сейсмического риска.

В странах, имеющих исторические записи о землетрясениях за длительный период и высокую плотность населения, таких, как Япония, полезно составлять карты, на которых указывается максимальная интенсивность для каждого отдельного города или населенного пункта. Если регион, подобный опять же Япо­нии, характеризуется очень высокой сейсмичностью, то в боль­шинстве районов, где ожидаются землетрясения, они уже про­исходили когда-нибудь в прошлом, поэтому такая карта может дать хорошую оценку возможной интенсивности. Карты такого типа используются для определения минимально необходимых мер предосторожности. Чем длиннее ряд наблюдений, на ко­торых они основаны, тем они надежнее, но было бы ошибкой полагаться на них во всех деталях. Катастрофическое землетря­сение в Ниигате в 1964 г. произошло в районе с более низкой сейсмичностью, чем многие другие районы Японии. Поэтому уроки истории следует дополнять другими исследованиями. С этой целью используются два основных метода: геологическое картирование и инструментальные наблюдения за слабыми зем­летрясениями.

Мы уже отмечали выше, что слабые землетрясения происхо­дят гораздо чаще, чем сильные; число толчков какой-либо оп­ределенной магнитуды примерно в восемь раз больше, чем число толков с магнитудой, превышающей эту величину на еди­ницу. Записывая число толчков за выбранный промежуток вре­мени, можно, таким образом, подойти и к грубо приближенной оценке возможной частоты сильных землетрясений. Конечно, точное соотношение между числом слабых и сильных толчков должно меняться от района к району, но кажется вполне разум­ным предполагать, что там, где часто наблюдаются слабые толчки, должны время от времени происходить и сильные. Как далеко можно зайти в такой экстраполяции — вопрос спорный. В Советском Союзе для оценки сейсмичности были организо ваны специальные экспедиции в некоторые из республик Сред­ней Азии. На основе исследований, проведенных в Тянь-Шане, где записывались землетрясения с М 2 и менее в течение 1—2 лет, д-р М. В. Гзовский и его коллеги пришли к выводу, что эти данные могут быть использованы для достаточно надежной оценки сейсмичности. Если активные регионы действительно могут быть выявлены таким способом, то было бы опрометчиво делать вывод о том, что регион неактивен, только на основании отсутствия за столь короткий период времени слабых сейсмиче­ских толчков.

С помощью очень чувствительных портативных сейсмогра­фов, разработанных в последние годы, стало возможным запи­сать и локализовать даже более слабые землетрясения, чем были записаны в Тянь-Шане. Небольшая сеть таких сейсмогра­фов может быть развернута на исследуемом участке и остав­лена там на несколько дней или недель, пока не будет зафик­сировано достаточное число сейсмических толчков, а затем пе­реброшена на соседний участок с тем, чтобы в конце концов покрыть сетью наблюдений весь район работ. Такие наблюдения за микроземлетрясениями, как их принято называть, проводив­шиеся в последние годы в Северной и Южной Америке, а также в Новой Зеландии, позволили пролить свет на некоторые проб­лемы тектоники. С их помощью можно, например, установить, какие части зоны тектонического разрыва являются в настоя­щее время активными, а какие «мертвыми», однако использо­вание таких кратковременных наблюдений для экстраполяции выявленных закономерностей на отдаленное будущее требует осторожности.

Большую ценность для осуществления сейсмического райони­рования представляют различные виды геологических наблюде­ний. Если какая-либо часть геологической структуры сейсми­чески активна, есть основание распространить этот вывод и на остальную ее часть. Выше была отмечена тесная взаимосвязь между сильными землетрясениями и тектоническими разры­вами, и очевидно, что меры предосторожности при строитель­стве должны приниматься в любом районе, где были зафикси­рованы активные разломы. Ряд землетрясений был зафиксиро­ван в прошлом вдоль центральной части новозеландского Альпийского разлома, а также на отдельных участках разлома Сан-Андреас, но ни один из сейсмологов не взял бы на себя смелость предложить ослабить меры предосторожности в этих районах только потому, что в последние годы они не проявляют сейсмической активности.

Советские ученые многое сделали в области сейсмического районирования. В их понимании это нечто большее, чем простое выделение зон. Сейсморайонирование представляет собой тща­тельно выполненный синтез различных сейсмологических и гео­логических материалов. Необходимые данные часто собираются большими экспедициями, подобными той, которую мы упоми­нали выше; для получения данных о землетрясениях прошлого изучаются различные исторические документы. Советские сейс­мологи придают тектоническим разрывам меньшее значение, чем их американские и новозеландские коллеги, концентрируя свое внимание на выделении регионов, которые характеризова­лись контрастными движениями на протяжении геологической истории, в особенности если эти движения содержали верти­кальную составляющую, и рассматривают переходные зоны между структурами как наиболее опасные. В тех районах, где они работают, такие зоны чаще обозначаются как флексуры, а не как крупные тектонические разрывы, более характерные для Тихоокеанского побережья.

Поверхностные разрывы — это не единственные свидетель­ства землетрясений прошлого. Многие толчки сопровождались поднятиями, опусканиями или наклонами больших участков поверхности. Об этом можно судить по изменениям высоты бе­реговых линий, бровок террас, положения волнорезов по отно­шению к современному уровню моря, а также по некоторым геоморфологическим признакам, как, например, увеличение ско­рости вреза мелких ручьев. Интенсивное развитие оползней на больших территориях также часто бывает связано с землетря­сениями. Важно подчеркнуть, что все эти признаки использу­ются лишь для того, чтобы проследить распространение сейсми­ческой зоны, которая выделяется на основании анализа распо­ложения эпицентров известных землетрясений и определения расстояний, на которые может распространиться эффект силь­ного землетрясения. Отсутствие разрывов или каких-либо дру­гих геологических признаков не может служить доказатель­ством, что землетрясений в этом районе не было, а тот факт, что в прошлом здесь наблюдались лишь слабые толчки, не позво­ляет считать, что это верхний предел их возможной силы.

Нет ни одной части Новой Зеландии, которая бы отстояла далеко от известных сейсмических очагов, и до последних лет здесь существовали единые правила сейсмостойкого строитель­ства, которые действовали на территории всей страны. Позднее, несмотря на резкие возражения сейсмологов, были введены но­вые правила, несколько повысившие требования для одних рай­онов и одновременно существенно снизившие их для других, в том числе районов, где расположены два больших города, один из которых уже успел пострадать с тех пор от мелкофокусного толчка с М 5, произошедшего почти непосредственно под городом.

Национальные схемы сейсмического районирования, по край­ней мере в странах с экономикой свободного предприниматель­ства, обычно затрагивают лишь вопрос общественной безопас­ности. Горожанин должен по возможности остаться живым (и желательно невредимым)  при разрушении дома, в котором он проживает. Человек с большим капиталом, вложенным в не­движимость, может смотреть на эту проблему с несколько иных позиций. Даже если его дом выдержал сейсмический толчок, большие затраты могут потребоваться на ремонт: замену по­трескавшейся штукатурки, окраску и т. п. Вероятно, он будет искать возможность покрыть эти расходы за счет страхования. И с этих позиций большое значение имеет изучение повторяе­мости землетрясений. Редкое землетрясение может быть столь же разрушительным, как и часто повторяющееся, и просчет, до­пущенный при прогнозе, трудно оправдать перед жителями го­рода, лежащего в развалинах, заявлением: «Я не говорил, что этого вообще не может произойти, я только утверждал, что это будет происходить нечасто». Степень устойчивости, достаточная для того чтобы сохранить жизнь человека, — это минимально до­пустимый стандарт для проектирования любого здания в сейс­мическом районе. Что выгоднее — платить высокую страховку или укрепить штукатурку — это, возможно, следует оставить на усмотрение владельца дома.

Тектонический разрыв — это не узкая зона повышенного сейсмического риска. Сооружение, попавшее на тектонический разлом, в действительности оказалось бы в большой опасности, если бы крылья разлома начали перемещаться, но лишь очень немногие сооружения попадают в такое положение. Здание, по­строенное вблизи разлома на прочных скальных породах, имеет больше шансов остаться невредимым, чем здание, возведенное на плохих грунтах в 1 км или более от него. Если в зоне раз­лома имеются разрушенные или разбитые трещинами породы, было бы неразумно использовать их в качестве основания, но именно в связи с трещиноватостью, а не из-за близости к раз­лому. Многие так твердо верят в потенциальную опасность раз­ломов, что с сейсмологов чаще спрашивают карту разломов, чем информацию о сейсмическом риске, в которой действительно имеется необходимость. Вся Новая Зеландия интенсивно раз­бита разломами, возраст которых во многих случаях трудно ус­тановить. Геолог знает, что разлом должен быть моложе самой молодой из разорванных им пород, и, следовательно, некоторые из разломов могут быть классифицированы как современные. Однако термин «современный» распространяется на языке гео­логов на период времени продолжительностью около 25 тыс. лет, и изучаемый разлом может вовсе не проявлять тенденций к ак­тивизации. Единственное вполне достоверное доказательство ак­тивности разлома — это свидетельство очевидца произошедшей подвижки. Иногда после землетрясения предпринимается сроч­ная «переклассификация» разломов. Так, разлом Уайт-Крик, по которому произошла подвижка при Мерчисонском землетрясе­нии в 1929 г., долгое время считался «мертвым». Если строи­тель желает получить надежную информацию о разломах, он должен обратиться  к геологам.  Информацию же о сейсмическом риске он должен требовать не от геологов, а от сейсмо­логов.

Существует широко распространенное убеждение, что неко­торые люди живут «на линии землетрясений», где сейсмические толчки более ощутимы, чем на соседних участках. Такие заяв­ления нередко делаются даже с гордостью, и, насколько я могу судить, эта линия рисуется им в виде некоей извивающейся змеи, странным и зловещим образом простирающейся через всю округу. Во многих городах есть районы, которые пользуются ре­путацией лежащих на этой линии. В Веллингтоне, по крайней мере, районы, которые относят к их числу, расположены в ста­рых частях города, где здания, без сомнения, менее устойчивы. Действительно, не во всех частях города землетрясения ощуща­ются с равной интенсивностью, но причины такого положения лежат в различных свойствах грунтов основания, а не в нали­чии «линий землетрясений», являющихся чистым вымыслом.

Можно спорить о необходимой степени укрепления здания, чтобы сделать его устойчивым к сотрясениям, но, если соответ­ствующий уровень достигнут, нет основания завышать ее в од­них местах и занижать в других. Заявления о том, что в рай­онах, где неизвестны активные разломы, землетрясения, как правило, наблюдаются реже и не так разрушительны, следует квалифицировать как безответственные. Совпадение этой точки зрения с дилетантским представлением о роли разломов лишь отвлекает исследователей от изучения землетрясений, эпицен­тры которых находятся за пределами области распространения современных поперечных разломов, и от того факта, что мы почти незнакомы с подводной геологией районов, лежащих за пределами береговой зоны нашей протяженной и узкой страны.

Во многих странах сейсмическое районирование гарантирует жителям некоторую защиту от землетрясений, которой они были бы в противном случае полностью лишены. В Новой Зе­ландии это приводит к тому, что в зонах с предположительно низким сейсмическим риском жители оказываются лишенными такой защиты, а в зонах с высоким риском их вводят в излиш­ние расходы. В последние годы большое внимание уделяется изучению мелкомасштабных вариаций сейсмичности, связанных с различиями в грунтовых условиях внутри одной И той же вы­деленной сейсмической зоны. Измерения, сделанные при силь­ных землетрясениях, позволили установить, что Интенсивность колебаний на слабо консолидированных грунтах может быть на несколько баллов выше, чем на соседних участках, сложенных скальными породами. Оценка этих вариаций внутри принятой схемы сейсмического районирования известна под названием сейсмического микрорайонирования. Последнее обычно основы­вается на анализе материалов различного рода съемок, по­скольку применение технических средств в застроенных районах встречается    с   существенными   трудностями.   Гравитационная съемка используется, например, для того, чтобы проследить из­менения глубины залегания кровли коренных пород под тол­щами аллювия или насыпных грунтов. В известной степени воз­можны непосредственные геологические исследования; образцы рыхлых грунтов или скальных пород, отбираемые из скважин, на участках изысканий могут быть изучены в лаборатории. Кроме того, можно использовать портативные сейсмографы для записи частоты и амплитуды микроколебаний. Последние обычно генерируются искусственно, однако реакция грунта на такие искусственные колебания может служить индикатором для оценки возможного его поведения в естественных условиях при землетрясениях. При перемещении записывающей аппара­туры с одного типа естественных оснований на другой характер колебаний заметно меняется. Когда вся доступная информация собрана, может быть составлена карта, на которой выделяются в первую очередь все опасные участки. К настоящему времени выполнено микрорайонирование территорий нескольких япон­ских и новозеландских городов и некоторых частей Калифор­нии. Результаты, полученные разными методами, хорошо согла­суются   друг  с   другом.

Проблемы сейсмического районирования связаны с пробле­мой страхования от землетрясений, однако зоны, устанавливае­мые для целей страхования и строительства, не обязательно должны совпадать. Конструктивные проблемы почти всегда воз­никают в связи с опасностью сильных землетрясений, в то время как общая сумма страховых премий связана в большой степени с ущербом, причиняемым имуществу, и мелкими повреждениями построек при слабых сейсмических толчках. Таким образом, большое практическое значение приобретает информация о воз­можной частоте слабых толчков, а также об относительной ча­стоте толчков разных магнитуд. Следующая трудность связана с тем, что жители районов с невысокой сейсмичностью не склонны прибегать к услугам страхования, в связи с чем стра­ховые премии в таких районах оказываются высокими, воз­можно, неоправданно.

Система страхования, осуществляемая Комиссией по оценке ущерба, причиняемого землетрясениями и войнами, была уч­реждена новозеландским правительством после Мастертонского землетрясения 1942 г. Она обеспечивает владельцам компенса­цию убытков, причиненных землетрясениями, военными дей­ствиями и некоторыми другими бедствиями. Необходимый де­нежный фонд создается небольшой обязательной надбавкой к страхованию от пожаров, включая и страхование автомоби­лей. По новозеландским стандартам выплачиваемые страховые премии высоки. В спокойный год общая сумма, выплачиваемая за повреждения от слабых толчков, не превышает нескольких тысяч новозеландских долларов, но одного толчка с М 5 доста­точно, чтобы выплаты выросли на порядок. Со времени учреждения страхового фонда максимальная величина М 7 была за­фиксирована при землетрясении в Инангахуа в 1968 г. Хотя большинство населенных пунктов, пострадавших при землетря­сении, относилось к числу небольших и располагалось на неко­тором расстоянии от эпицентра, выплата страховых премий со­ставила более 2 млн. новозеландских долларов.

К недостаткам этой системы относятся сложности, связан­ные с выплатой страховых премий при выезде за пределы страны, вмешательством общественности и правительства, вы­нуждающих выплачивать премии незастрахованным лицам, а также со случаями, когда вопрос о сейсмическом происхож­дении повреждений остается неясным. Не прекращается дав­ление на правительство со стороны сельских жителей, заинте­ресованных в том, чтобы располагать страховым фондом для покрытия ущерба, наносимого оползнями, наводнениями и дру­гими природными бедствиями, которые нередко усугубляются хозяйственной   деятельностью   самих   пострадавших.

Страхование — это метод, смысл которого заключается не в том, чтобы помочь полностью избежать оплаты расходов, свя­занных с ущербом, наносимым землетрясениями, а в том, чтобы распределить эти расходы во времени и пространстве. Поэтому Комиссия по оценке ущерба, причиняемого землетрясениями и войнами, использует часть своих средств для субсидирования работ по улучшению строительного законодательства, а также щедро финансирует работы Новозеландского Национального Общества инженеров-сейсмологов и публикацию полученных ре­зультатов. Интересно отметить, что выплаты из страхового фонда идут во все районы страны, от крайнего севера до о-ва Стюарт. Это подтверждает точку зрения сейсмологов, что всю территорию Новой Зеландии следует рассматривать как единую сейсмическую зону с примерно одинаковой величиной сейсмиче­ского риска.

...Они спорят о вещах умозрительных, не в силах найти для своих споров ни надежных свидетелей, ни судей. Но поскольку их целью является Мир, то есть Истина, постольку неважно, каким путем они идут.

Джон Донн. Биатанатос.

Использование взрывов при сейсмических исследованиях оказалось настолько успешным, что сейсмологи-наблюдатели иногда даже немного завидуют своим коллегам, работающим в этой области. Привлечение записей землетрясений к изуче­нию внутреннего строения Земли затруднено неопределенностью времени, места и глубины очередного сейсмического толчка. Контролируемые взрывы лишены этого недостатка, при этом значительная часть энергии взрыва расходуется, как и при зем­летрясениях, на генерирование упругих волн. До последней войны большинство сильных взрывов носило случайный харак­тер, и хотя местоположение их было известно, но время взрыва, как правило, не сообщалось, поэтому невозможно было осущест­вить необходимые подготовительные операции. Когда война за­кончилась, сейсмологи многих стран сумели убедить военные власти использовать излишки взрывчатых веществ для исследо­вания строения земной коры, или по крайней мере производить взрывы таким образом, чтобы полученные записи могли иметь научное значение. В Европе, например, сейсмологи объедини­лись, чтобы записать сотрясение от большого взрыва в Хаслах (ФРГ) и на острове Гельголанд. На территории Новой Зелан­дии тонны глубинных бомб были взорваны одновременно в Вел­лингтонской гавани, а сотрясение было записано передвижной сейсмостанцией, установленной на расстоянии 150 км.

Все это оказалось весьма полезным для развития сейсмоло­гии, однако совершенствование военной техники дало ей в руки еще более мощное оружие — атомную бомбу. К сожалению, ге­нералы и политиканы считают (притом на весьма сомнительных основаниях), что они лучше, чем сейсмологи, могут решить воп­рос, где следует ее использовать.

Записи атомных взрывов осуществлялись с самого начала испытания этого оружия, но первые несколько записей имели ограниченную ценность. При первом испытании в Нью-Мек­сико момент взрыва не был зафиксирован должным образом в связи с некоторыми организационными и эмоциональными об­стоятельствами. Исключалась возможность записи взрыва атом­ных бомб в Хиросиме и Нагасаки. В иных условиях осуществлялись испытания атомных бомб на Бикини. Вполне удовлетвори­тельные записи были получены даже в Калифорнии, и Гутен­берг и Рихтер сумели определить их магнитуду.

В период проведения Международного геофизического года проф. К. Е. Буллен возглавил международную кампанию по ис­пользованию некоторого числа атомных бомб специально для изучения строения земной коры и верхней мантии, но это пред­ложение было признано неприемлемым по политическим сооб­ражениям. Однако с тех пор результаты многих ядерных испы­таний, в том числе британские в Маралинге (Австралия), а также большинство американских, были изучены с большой детальностью. Особую ценность имело испытание в Маралинге, поскольку этот район асейсмичен, и казалось, что строение зем­ной коры на одном из континентов не будет изучено длительное время. Тем временем проф. Буллен собирал записи атомных взрывов, сделанные обычным образом на сейсмических стан­циях, и сумел использовать их как для проверки стандартных таблиц времени пробега сейсмических волн, так и для того, чтобы убедить военные власти в том, что некоторые факты бес­полезно пытаться сохранить в секрете. С тех пор данные о мо­менте взрыва и другая информация, требуемая сейсмологами, предоставляется им с большой готовностью.

Хотя эта работа и была чрезвычайно важной, но вскоре она отошла на второй план в связи с необходимостью разработки надежных способов распознавания ядерных взрывов. После того как было достигнуто соглашение о запрещении ядерных испытаний в атмосфере, казалось, что запрет будет распростра­нен и на подземные испытания, но для этого нужно было раз­работать методы контроля. Взрывы в атмосфере обнаружива­ются легко, то же можно сказать и о подземных взрывах, но вся трудность состоит в том, что они почти, если не полностью, неотличимы от землетрясений (рис. 132). Если соглашение о запрещении испытаний будет достигнуто, то предварительно должна быть решена и эта проблема, и единственными, кто пожалеет об этом, будут сейсмологи. А пока правительствами выделяются беспримерно большие средства на проведение сейс­мических исследований, и удивительно, как много фундамен­тальных проблем сейсмологии оказалось тесно связано с проб­лемой обнаружения ядерных взрывов.

Хотя обнаружить подземные ядерные взрывы технически воз­можно, но существующая сеть сейсмических станций во многих районах мира еще слишком редкая, а сами станции часто осна­щены устаревшим оборудованием. В этом плане Комитет аме­риканских сейсмологов отметил, что для выявления тайных ядерных испытаний понадобится гораздо больше хороших стан­ций, и если лишь тонкие детали отличают взрывы атомных бомб от землетрясений, было бы весьма желательно, чтобы станции были оснащены  стандартным оборудованием.   Если   бы  такое решение было принято, приборы следовало бы изготовить на од­ном заводе и передать их сейсмостанциям разных стран мира. Однако большинство станций не выражало заинтересованности в замене существующей аппаратуры, поэтому единственный вы­ход заключался в передаче им этой аппаратуры бесплатно. Это мероприятие было осуществлено правительством США, и в на­стоящее время имеется глобальная сеть, состоящая примерно из 120 стандартных сейсмических станций. Каждая оснащена двумя комплектами трехкомпонентных приборов: сейсмометром Бень-оффа для короткопериодных волн и сейсмометром Пресса — Юинга — для длиннопериодных. Кроме того, в комплект входят точные электронные часы и радиоприемник для синхронизации записей, приборы для градуировки и воспроизведения фотоза­писей. Каждая из станций может при желании хранить свои за­писи в секрете, но в Американской геологической службе име­ется центральный архив, где за несколько центов можно полу­чить фотокопию любой записи любой станции. К числу крупных территорий, где нет стандартных станций, относятся Канада (кроме самой северной ее части), Китай и Советский Союз (кроме Москвы). Новая Зеландия контролирует четыре такие станции.

Мы отметили в предыдущей главе, что верхний предел тре­буемого усиления определяется фоном микросейсм. В глубинах Земли их влияние гораздо меньше, чем на поверхности, поэтому в настоящее время разработано несколько типов сейсмометров, которые настолько малы, что их можно опускать к забою сква­жин на глубину нескольких сотен метров.

Существует и другой путь нейтрализации влияния микро­сейсм — объединение выходных сигналов двух сейсмометров, расположенных на небольшом расстоянии друг от друга. За­писи отдаленного землетрясения, сделанные двумя приборами, находящимися приблизительно в 1 км один от другого, очень сходны, за исключением небольшого различия во времени вступ­ления, которое зависит от направления подхода волн. Фон же искусственных помех на двух станциях должен быть, очевидно, различным, и, кроме того, микросейсмы обычно подходят с иного направления, чем волны. Если несколько сместить одну из записей с учетом разницы во времени вступления, а затем их совместить, можно исключить влияние помех. Размещая сейс­мометры по некоторой правильной сетке в виде групп и объ­единяя выходные сигналы после введения поправок на запазды­вание, можно создать инструмент, который позволит выявлять даже очень слабые землетрясения (или взрывы атомных бомб) на больших расстояниях. Выходной сигнал каждого сейсмо­метра в группе записывается отдельно на магнитную ленту и может быть воспроизведен после необходимого усиления и фильтрации, до или после совмещения с другими записями. Электронные компьютеры автоматически определяют время за­паздывания и ту комбинацию, которая может обеспечить сейс­молога нужной информацией в каждом конкретном случае. Рас­положение сейсмографов в виде групп позволяет существенно повысить эффективность многих видов исследований.

В 1962 г. Управлением по атомной энергии Соединенного Ко­ролевства группа из 20 сейсмометров была размещена в Эск-дейлмуре (Шотландия). Сейсмометры установлены на бетонных фундаментах в неглубоких шурфах, которые размещены на рав­ном расстоянии друг от друга по двум взаимно перпендикуляр­ным линиям длиной 8 км каждая. Сигналы поступают в цен­тральную лабораторию, расположенную в месте их пересечения, и записываются на магнитную ленту. Далее они могут быть пе­реписаны на обычную бумажную ленту или подвергнуты после фильтрации совместной обработке несколькими различными спо­собами. Вся система была тарирована при взрывах глубинных бомб в Северном и Ирландском морях.

Несколько аналогичных групп с различными схемами раз­мещения сейсмометров функционируют в Соединенных Штатах. Еще более эффективная система создана в Биллингсе (шт. Мон­тана); ее можно назвать «группой групп». Она занимает пло­щадь   около   150   км2.

Участок для размещения Большой системы сейсмических скважин, как она официально называется, был выбран благо­даря его удаленности от морских побережий и объектов челове ческой деятельности, а также однородности его геологического строения. Всего здесь имеется 525 скважин, объединенных в 21 подгруппу. Каждая подгруппа состоит из 25 инструментов, раз­мещенных вдоль 6 диаметров круга, длиной 7 км каждый (рис. 133, 134). Для того, чтобы еще больше снизить шумовой фон, сейсмометры опущены на забои 120-миллиметровых сква­жин, закрепленных металлическими обсадными трубами и бе­тоном. Большинство скважин глубиной 65 м, но центральная скважина в каждой группе имеет глубину 170 м.

На рис. 135 изображен скважинный сейсмометр. Такая си­стема размещения использована для каждого сейсмографа, об­разующего Монтанскую группу. Обсадка каждой скважины за­канчивается сверху оголовком, состоящим из обычной 200-мет­ровой бензиновой бочки, покрытой металлической «шляпой», предохраняющей устройство от дождя. В оголовок вмонтиро­ваны усилитель и конец кабеля, передающего сигналы в центр подгруппы. Стойка, опирающаяся на забой скважины, помогает поддерживать сейсмометр в вертикальном положении.

Сигналы от отдельных сейсмометров в каждой подгруппе пе­редаются в подземный зал, где они усиливаются и преобразу­ются в микроволновые радиосигналы, передаваемые в информа­ционный центр, расположенный в Биллингсе, примерно в 200 км от места наблюдений. Два электронных компьютера, расположенных в информационном центре, записывают и обраба­тывают сигналы от 525 сейс­мографов, а также осущест­вляют проверку и тарировку сейсмометров и другой аппа­ратуры  (рис.  136).

Затраты на создание этой гигантской системы составили более 7,25 млн. долл., из ко­торых 1 млн. долл. был из­расходован на компьютеры и другое оборудование в инфор­мационном центре, более 1,25 млн. долл.— на бурение и оборудование скважин, 0,5 млн. долл.— на приобрете­ние сейсмометров и другой аппаратуры, а остальная сум­ма — на строительство зданий, оборудование радиорелейных и кабельных линий связи, ограждение участка и др. Штат информационного цент­ра состоит из 17 чел., из которых только один — сейсмо­лог. Остальные 15 чел. необ­ходимы для поддержания си­стемы в рабочем состоянии. Когда мы получаем запись подозрительного сигнала, не­зависимо от того, с использо­ванием ли системы или без нее, как распознать, бомба это или нет? Рис. 133 показы­вает, насколько большим мо­жет быть сходство между за­писями землетрясения и взрыва, если они происходят почти на одинаковом расстоянии от записывающей станции. Харак­тер записей зависит в большей степени от состава грунта, чем от вида источника колебаний. В некоторых случаях в решении этого вопроса нам могут существенно помочь точные измере­ния глубины очага возмущений. Если она превышает несколько километров, это надежное свидетельство в пользу землетрясе­ния. Однако точные определения глубины осуществить нелегко, и для этого нужно располагать записями, сделанными на очень близком расстоянии от источника колебаний. В случае секрет­ных атомных взрывов такая возможность маловероятна.

Вначале предполагалось, что определение направления пер­воначальных движений по сейсмограммам даст весьма простой способ для разграничения ядерных взрывов и землетрясений. Мы уже видели, что землетрясение, благодаря упругой отдаче, должно давать сжатия и разрежения на сейсмограммах в со­седних квадрантах. Считалось, что при взрывах картина должна быть более простой, поскольку частицы вблизи источника коле­баний движутся по радиусам в стороны, и ничего кроме сжатия не происходит. Предполагалось также, что поскольку вся энер­гия расходуется на сжатие, S-волны должны быть очень сла­быми или не наблюдаться вовсе. Реальная картина оказалась намного сложнее. Даже в тех случаях, когда условия вблизи источника очень однородны, некоторый элемент сдвига неиз­бежен; кроме того, получают возможность высвобождения де­формации сдвига, которые уже успели накопиться в толще породы в силу естественных причин. Вследствие этого на боль­шинстве записей атомных взрывов наблюдается значительное развитие S-волн, хотя записи малых разведочных взрывов иногда их не содержат. В настоящее время установлено, что различие между атомными бомбами и землетрясениями легче всего установить из соотношения между поверхностными и объ­емными волнами; иначе говоря, должна существовать разница в значениях магнитуд, определяемых по разным фазам. Оказы­вается, что если применить в едином комплексе все имеющиеся методы, число сомнительных случаев может быть сведено до того минимума, когда оно перестанет быть препятствием для политического урегулирования вопроса о запрещении подзем­ных испытаний, и в момент, когда пишется эта книга, объяв­лено о начале нового раунда переговоров по данному вопросу.

Многие представители общественных организаций выражают беспокойство, что подземные испытания могут увеличить число естественных землетрясений, а некоторые из них обвиняют сейс­мологов в том, что они скрыли от общественности «факт» уве­личения числа сейсмических толчков после французских ядер­ных испытаний в атмосфере над атоллом Муруроа. Сейсмологи же обнаружили, не придав этому факту особого значения, что период испытаний характеризовался более низкой, чем обычно, сейсмической активностью во всей юго-западной части Тихого океана.

Предположение о том, что сильный взрыв может послужить «спусковым механизмом» для землетрясения, не лишено осно­ваний, но только в тех районах, где оно должно так или иначе произойти. Если региональные напряжения приблизились к опасному пределу, воздействие сильных упругих колебаний может привести к превышению этого предела, разрушению по­род и упругой отдаче, которая, как отмечалось выше, ответ­ственна за сейсмические толчки. Однако такой ход событий воз­можен только в тех местах, где землетрясение подготовлено ес­тественными процессами. Таким образом, атомный взрыв может определить момент сейсмического толчка, но сама возможность землетрясения от него не зависит. Можно быть также совер­шенно уверенным в том, что если такое возбуждение возможно, оно не должно распространяться на большие расстояния от места взрыва. Взрыв атомной бомбы в 5 кт приводит к выделе­нию такого же количества энергии, как землетрясение с М 5. Если взрыв возбуждает землетрясение, можно было бы ожи­дать, что и многие сотни землетрясений с такой магнитудой, происходящие ежегодно на территории земного шара, приведут к тому же результату, а возбуждающее воздействие действи­тельно сильных землетрясений распространится на громадные площади. Однако в действительности ничего подобного не про­исходит. Существует множество основательных причин для вы­ступлений против ядерных испытаний, но эта не относится к их числу.

Отелло. Какое упущение Луны!

Она с Землею сблизилась сверх меры...

У. Шекспир.  Отелло.

Известно, что геофизики, изучавшие структуру и тектонику нашей планеты, всегда жаловались на то, что Земля — един­ственная в своем роде, поэтому очень трудно установить, яв­ляется ли открытие чисто земным или характерно для всех планет Солнечной системы и поэтому имеет особую важность. С тех пор как в ноябре 1969 г. американская экспедиция «Аполло» успешно установила сейсмограф на лунной поверхно­сти, положение несколько изменилось к лучшему. Сейчас на Луне функционируют пять станций (рис. 137, 138).

Перед тем как был установлен первый инструмент, мнение сейсмологов о возможности лунотрясений (или селеносейсм, если пользоваться классической терминологией) разделились, однако все согласились с тем, что установка сейсмографа на Луне может дать интересную информацию. Возможно, удалось бы записать удары метеоритов или толчок при посадке косми­ческого корабля на лунную поверхность, а если бы эти попытки кончились неудачей — прибегнуть к взрыву зарядов. Так или иначе возможность изучения внутреннего строения Луны сейс­мическими методами стала вполне реальной.

В этом плане первая проблема заключалась в разработке портативного сейсмометра, который смог бы выдержать силь­ный толчок при посадке на Луну. Сейсмологи принялись сбра­сывать сейсмометры с вертолетов и даже выстреливали ими, как в цирке, из небольших пушек. К сожалению, первые попытки установить инструмент на Луне кончились неудачей. Однажды даже космонавт, находившийся рядом с прибором, был обвинен в том, что он споткнулся о какое-то препятствие, настолько не­обычно выглядела полученная запись, однако позднее все разъ­яснилось.

Бесспорно, имеются весьма интересные различия между зем­летрясениями и «лунотрясениями». Оказалось, что внутреннее строение Луны и волнопроводящие свойства пород сильно отли­чаются от того, что ожидалось. По сравнению с Землей Луна сейсмически спокойна. Почти все фиксируемые толчки очень слабы, и общего количества энергии, выделяемой за год, едва хватило бы для толчка с М 2, но в то же время они весьма мно­гочисленны, а записывающие устройства достаточно чувстви­тельны, чтобы регистрировать   на разных  участках   от 600 до 2 000 толчков в год. Сюда не включены очень слабые «темпера­турные лунотрясения», сопровождающие резкие перепады тем­ператур при восходе и закате солнца. Такие очень слабые толчки являются, по-видимому, результатом растрескивания и оседа­ния лунной поверхности.

Регистрируются также три типа более сильных возмущений. Во-первых, удары от падения метеоритов, хотя оказалось, что число крупных метеоритов существенно меньше, чем это наблю­дается на Земле. Во-вторых, нормальные лунотрясения, вызы­ваемые волнами, приходящими, как оказалось, с глубин от 600 до 900 км, поэтому их нельзя было бы считать «нормальными» для земных условий. Создается впечатление, что они приходят из ограниченного   числа   фокусов,   по-видимому,   не более 50.

Записи сотрясений, связанные с разными фокусами, почти иден­тичны, и каждый фокус активизируется в определенный момент лунного месяца. Ответственны за них, вероятно, приливные силы. Пики активности повторяются каждые 14 сут., и, кроме того, наблюдаются пики второго порядка с интервалом 206 сут., которые могут соответствовать ходу солнечного воздействия на приливные силы.

В-третьих, очень мелкофокусные возмущения, которые могут быть связаны, как и на Земле, с высвобождением коровых на­пряжений. До сих пор таких лунотрясений зафиксировано около 12, при этом не установлено какой-либо ясной закономерности в их распределении во времени или пространстве (см. рис. 137).

Лунные сейсмограммы по внешнему виду заметно отлича­ются от земных (рис. 139). Частота колебаний значительно выше, а реверберация продолжается гораздо дольше. При этом трудно выделить отдельные фазы, и нет чистых поверхностных волн. Полагают, что это объясняется очень большой сухостью лунных пород, но, несомненно, нам предстоит узнать еще многое об условиях распространения волн на Луне.

Внутри Луна, как и Земля, делится на три главные сферы, но свойства этих сфер существенно иные, чем на Земле. Ис­пользуя записи искусственных сотрясений, метеоритных ударов и наиболее сильных лунотрясений, оказалось возможным по­строить кривую времени пробега Р-волн для расстояния до 1000 км. Были выделены также волны РР и РРР (рис. 140).

По сравнению с земными лунные сферы имеют менее пра­вильную форму и характеризуются значительной пространственной неоднородностью. Толщи­на коры составляет около 60 км, а средняя скорость Р-волн в ней около 6,7 км/с. Более высокие скорости на­блюдаются только в базаль­тах, слагающих поверхность обширных лунных морей, а также в основании коры, где в не­которых местах они могут достигать величин, соответствующих слоям повышенных скоростей. Ниже коры скорость возрастает до 8 км/с и остается постоянной вплоть до основания мантии, которая простирается до глубины 700 км.

Ядро не похоже на земное. Астрономические измерения по­казали, что средняя плотность вещества Луны не превышает 3,3, так что содержание металлов в нем не может быть большим. Лунное ядро, по-видимому, не проводит волны, или, по крайней мере, проводит их плохо, тем не менее оно находится в твердом состоянии, и объяснение этому явлению следует, очевидно, ис­кать в его недостаточной жесткости. Таким образом, его сле­довало бы считать лунной астеносферой, а мантию над ним — литосферой. Условия на границе между ними весьма сложны, поэтому сама граница должна быть очень неровной.

Исследование Луны — первый небольшой вклад сейсмологов в планетарную астрономию. К тому времени, когда эта книга выйдет из печати, две американские станции «Викинг» должны доставить сейсмографы на Марс. Передача информации с Марса на Землю — более сложная задача, чем передача ее с Луны, однако считается, что и эта проблема в настоящее время ре­шена. Каждая из двух станций, доставленных на Марс, будет функционировать 90 дней, а вместе они будут работать поло­вину этого срока. То, что мы уже знаем о Марсе, позволяет предположить, что его структура и тектоника имеют большее сходство с Землей, чем с Луной, и недалеко то время, когда «марсотрясения» (или ареосейсмы?) вместе с землетрясениями и лунотрясениями составят предмет сейсмологии.

В ноябре 1976 г. сейсмометром, доставленным космическим кораблем «Викинг» на равнину Утопии, был записан толчок, магнитуда   которого   оказалась   равной   6.

Жак. ...Есть очень много странных мест, набитых наблюденьями...

У. Шекспир. Как вам это понравится.

Мы уже касались выше вопросов размещения на Земле сейс­мических зон и стабильных регионов и показали, как общая схема сейсмичности и местные отклонения от нее могут быть объяснены с позиций плитотектоники. В большинстве районов мира, которые мне удалось посетить, как сейсмичных, так и асейсмичных, наиболее активными считаются Калифорния и Япония, возможно, потому, что некоторые другие страны менее развиты, или потому, что работы сейсмологов этих стран меньше публикуются. Обе эти страны, как и Новая Зеландия, располо­жены по краям Тихоокеанской плиты, но во всех трех случаях характер контакта с соседними плитами различен; соответ­ственно различается и характер сейсмичности. Рассмотрим их более детально.

Самый простой из этих районов — Калифорния. Здесь кон­такт между Тихоокеанской и Американской плитами проходит по разлому Сан-Андреас (рис. 141). Периодические подвижки сдвигового характера по этому разлому (или по какому-либо второстепенному разлому в этой системе) вызывают мелкофо­кусные землетрясения, при этом вдоль границы плит не проис­ходит ни субдукции, ни надвигания одной плиты на другую, что могло бы проявиться в глубокофокусной сейсмической активно­сти. Мелкофокусные землетрясения имеют в большинстве слу­чаев характер слабых толчков и вследствие этого ощущаются на небольшой площади, даже в том случае, если наблюдатели, находящиеся вблизи эпицентра, отмечают весьма высокую ин­тенсивность. Калифорнийцы ощущают меньшее число толчков, чем новозеландцы, но эти толчки более тревожны. Размещение в пространстве эпицентров землетрясений (рис. 142) и схема разломов (рис. 143) весьма сходны, что и объясняет ту лег­кость, с которой американские сейсмологи приняли теорию уп­ругой отдачи. По сравнению с Калифорнией в Японии и Новой Зеландии проблемы сейсмичности более сложны, но и гораздо более типичны для Тихоокеанского кольца в целом. Про­стая картина, наблюдаемая в Калифорнии, вовсе не является обычной.

Новозеландский    Альпийский    разлом,    прослеживающийся вдоль западных склонов Южных Альп  (рис. 144), в геологическом отношении имеет много сходного с разломом Сан-Андреас в Калифорнии, однако его положение нельзя установить по карте новозеландских землетрясений (рис. 145—148). Хотя уро­вень сейсмической активности меняется во времени и в настоя­щее время некоторые районы страны находятся в состоянии от­носительного   покоя,   мелкофокусные   землетрясения   на   двух главных островах ощущаются практически повсеместно. Могут быть выделены две главные группировки эпицентров: эпицентры Главного сейсмического региона (рис. 149) расположены на большей части о-ва Северного, за исключением п-ова Нортленд, и в северной части о-ва Южного; второй регион — Фьордленд, (или Южный), где толчки концентрируются в юго-западной ча­сти о-ва Южного. Между ними расположен Центральный сейсмический регион, тоже, без сомнения, сейсмичный, но в меньшей степени, чем два первых.

В Центральном регионе нет эпицентров глубокофокус­ных землетрясений, в Главном и Южном они есть. В Главном регионе эпицентры глубоко­фокусных землетрясений при­урочены к зоне, которая пере­секает страну от зал. Пленти до Нельсона и Марлборо (см. рис. 147, 148). За исключе­нием небольшой группы эпи­центров, которая располо­жена примерно в 600 км от Таранаки, наиболее глубоко­фокусные землетрясения при­урочены к северной части этой зоны. По мере продвижения к северо-западу максимальная глубина очагов постепенно уменьшается, пока глубоко- и мелкофокусная зоны не сливаются в одну. Описанная система гипоцентров, называемая иногда Новозеландским подкоровым рифтом, имеет черты сходства с так называемой зоной Беньоффа и, как полагают в настоящее время сейсмологи, маркирует  положение  погружающегося  края  Тихоокеанской плиты..

На рис. 149 приведено положение трех сейсмических регио­нов по отношению к активным вулканам, главным разломам и гравитационным аномалиям. Тесная взаимосвязь между земле­трясениями и выраженными на поверхности разломами, отме­ченная для Калифорнии (см. рис. 142, 143), в Новой Зеландии не прослеживается.

Очаги сейсмической активности в регионе Фьордленд сгруп­пированы гораздо более тесно, чем на севере. Все эпицентры лежат вблизи оз. Те-Анау, и фокальная глубина составляет 100—120 км. Это самые южные глубинные толчки, зафиксиро­ванные вдоль западной окраины Тихоокеанского кольца.

Пространственное распределение сейсмической активности и других геофизических особенностей региона (см. рис. 149) по­казывает, что под о-вом Северным край Тихоокеанской плиты поддвигается или затягивается под край Индийской плиты, в то время как регион Фьордленд — это надвинутая часть Тихооке­анской плиты. Сочленение этих двух структур, в котором важ­ную роль играет Альпийский разлом, характеризуется, естест­венно, большой сложностью.

Геофизическая структура Главного сейсмического региона в общем типична для островных дуг. Здесь имеются как дей­ствующие, так и потухшие в настоящее время вулканы. О-в Се­верный пересечен крупной отрицательной гравитационной ано­малией. Вдоль его восточного побережья проходит подводный желоб Хикуранги. Все эти структуры, как и следовало ожидать, хорошо согласуются с расположением пояса глубокофокусных землетрясений, хотя в деталях имеются определенные различия. Существует узкая щель и некоторое смещение между Новозе­ландской зоной глубокофокусных землетрясений и крупнейшей сейсмической зоной, которая продолжает Тихоокеанский пояс в северо-западном направлении — к островам Кермадек и Тонга. Очевидно, система Фьордленд ориентирована скорее в на­правлении Тасманского бассейна, чем Тихого океана, но ее гео­физические особенности недостаточно хорошо изучены. Здесь нет активных вулканов, а древние проявления представлены лишь вулканами на о-ве Отаго (близ Данидина) и небольшом о-ве Соландер у западных подходов к прол. Фово. Хотя глубоко­водная зона подходит очень близко к западному побережью, здесь нет четко выраженного глубоководного желоба, а распо­ложение положительных и отрицательных гравитационных ано­малий не такое, как можно было бы ожидать на основании об­щих соображений. Фьордленд — суровый район, покрытый гу­стыми лесами и в большей части необитаемый. Густая сеть станций была развернута здесь только в последние годы, и лишь недавно в руки сейсмологов стала поступать геофизическая информация.

До последнего времени считалось, что на п-ове Нортленд землетрясений вообще не бывает, но в ноябре 1963 г. был за­фиксирован слабый толчок в Каитайе, на крайнем севере полу­острова. В канун рождества второй толчок с М 5 1/4 вызвал не­значительные разрушения. С тех пор в том же районе, а также в других пунктах между ним и Оклендом произошло несколько слабых землетрясений. Если дополнительно принять во внима­ние землетрясение в зал. Островов, произошедшее в 1914 г. и получившее широкую известность, станет ясно, что нет такой части Новой Зеландии, где время от времени не происходили бы землетрясения. Подобные факты являются предупреждением против слишком детального разграничения зон в схемах сейс­мического районирования этой территории.

Насколько можно установить, в Новой Зеландии не было очень сильных землетрясений. По-видимому, только два из них — полулегендарное землетрясение Хао-Венуа, происшедшее около 1460 г., и землетрясение на юго-западе района Уайрарапа в 1855 г. — имели магнитуду порядка 8. Как исторические све­дения, так и характер повторения маломагнитудных толчков указывают на то, что в среднем столь сильные землетрясения должны происходить не чаще чем раз в столетие, но землетря­сения с М 7 могут наблюдаться уже значительно чаще — один раз в 10 лет. К счастью, не многие из них происходят вблизи больших городов. В приложении дан перечень таких сейсмиче­ских толчков и приведена карта расположения эпицентров, а не­которые из наиболее сильных и интересных землетрясений опи­саны   в   следующей   главе.

В Японии землетрясения возникают в результате относи­тельного перемещения Тихоокеанской и Евразийской плит од­нако мы считаем, что, как и в Новой Зеландии, при столкнове­нии этих плит формируются довольно сложные структуры. Сейс­мическая зона, прослеживающаяся на юго-запад от Камчатки через Курильские о-ва и Хоккайдо, разветвляется в центре о-ва Хонсю; при этом внутренняя ветвь, проходящая вдоль главной оси Японии через Сикоку и Кюсю, является второстепенной, а главная зона активности резко сворачивает к юго-востоку и следует вдоль цепи небольших вулканических островков, вклю­чающей  о-ва  Бонин  и  Волкано.

Так же меняется простирание гравитационных аномалий, це­почек вулканов и глубоководного желоба, проходящего вдоль восточного побережья Японии (рис. 150). Геологически смена направления отмечена крупной вулканической депрессией, пе­ресекающей центральную часть о-ва Хонсю и известной под на­званием Фосса-Магна (рис. 153), к которой приурочен ряд боль­ших вулканических конусов, в том числе и гора Фудзи. Зона глубокофокусных землетрясений внешней ветви прослеживается под о-вом Хонсю и Японским морем до Азиатского материка, во внутренней же ветви цепь вулканов и полоса эпицентров глубокофокусных землетрясений тянутся с перерывами почти до о-ва Кюсю. В терминах плитотектоники можно сказать, что внутренняя и внешняя ветви охватывают Филиппинскую «ма­лую плиту» (см. рис. 80), а пользуясь старой терминологией, Северную Японию можно отнести к островным дугам, а Юж­ную — к блоковым структурам.

Древняя японская цивилизация обеспечила сейсмологов де­тальными историческими записями о землетрясениях прошлых времен; правда, Китай может гордиться еще более длинными летописями. Самое раннее надежное свидетельство о землетря­сении в Японии относится к 416 г. н. э., а сведения о сильных землетрясениях, по крайней мере для Центральной Японии, становятся достаточно полными лишь после Великого землетрясе-ния в Нанкайдо в 684 г. Имамура, составивший каталог 66 раз­рушительных землетрясений за период с 1596 по 1935 гг., пола­гает, что в него вошли даже те землетрясения, которые произо­шли в отдаленных районах страны.

Можно сомневаться в том, что Колумбийско-Эквадорское землетрясение 31 января 1906 г. или землетрясение Санрикю у восточного побережья Хонсю 3 марта 1933 г., имевшие, со­гласно определениям Рихтера, М 8, 9, были сильнейшими с тех пор, как стали возможны инструментальные записи землетря­сений, но нет никаких сомнений, что с общечеловеческой точки зрения Таншаньское землетрясение 27 июля 1976 г. в Китае было величайшей природной катастрофой нашего времени. По самым скромным подсчетам, эта катастрофа унесла около 1 млн. человеческих жизней. Это самая высокая дань, уплаченная смерти при землетрясениях за последние четыре столетия, и вто­рая по величине за всю историю человечества. Единственным сравнимым по числу жертв бедствием было землетрясение Кванто 1 сентября 1923 г., почти полностью разрушившее Токио и Иокогаму — два города в мире с наибольшей плотностью на­селения. По официальным данным, число жертв составило около 100 000 чел. (рис. 154—157).

Эпицентр землетрясения Кванто, получившего наименование по названию провинции, наиболее сильно пострадавшей от сейс­мического толчка, находился примерно в 80 км к юго-западу от Токио, возле о-ва Осима в зал. Сугами; при этом многие ма­ленькие городки по берегам залива были уничтожены цунами, последовавшим за землетрясением. На некоторых из небольших островков высота волны достигала 12 м, поэтому много жителей утонуло; однако возникновение цунами в некоторых местах сы­грало положительную роль, потушив пожары.

В Токио и Иокогаме огромное число несчастных случаев было вызвано именно пожарами, а не обрушением зданий. Япон­ские дома традиционно строятся из дерева с внутренними пере­городками в виде легких раздвижных рам, затянутых бумагой. Они отапливаются жаровнями с древесным углем, которые легко могут опрокинуться и поджечь плетеные цыновки, покры­вающие пол. В течение часа, последовавшего за землетрясением, пожарным управлением было зарегистрировано более 100 по­жаров, но в связи с выходом из строя телефонной сети и ава­рийных систем, а также с тем, что улицы с каждой минутой все больше заполнялись беженцами, мало что можно было сделать.

Пожары явились усугубляющим бедствием при большинстве крупных землетрясений, и многие американцы склонны припи­сывать разрушение Сан-Франциско в 1906 г. в большей степени пожарам, чем самому землетрясению. Но это событие нельзя сравнить с катастрофой в Токио в 1923 г.

Особенности колебаний земной поверхности при зем­летрясении Кванто до сих пор остаются загадкой для сейс­мологов, и это не удивитель­но, так как толчок с М 8,3 — это сложное явление, и часть движений должна быть при­писана сильным афтершокам. Имамура считает, что по крайней мере один из них имел место на суше, к северу от главного эпицентра.

Японские сейсмологи вы­полнили высокоточную топо­графическую съемку постра­давшей территории. Исходя из предположения, что триангу­ляционные пункты, располо­женные в 80 км к северу, оста­лись несмещенными, они установили, что п-ов Босо и земли вокруг зал. Сугами сдвинулись к юго-востоку. На полуострове амплитуда сме­щений составила 4,5м; вглубь острова она постепенно умень­шается и на окраине Токио не превышает 1 м, а местами во­обще не фиксируется. О-в Осима, напротив, сдвинулся при­мерно на 1 м к северу. Наряду с горизонтальными смеще­ниями были установлены также вертикальные с амплитудой до 2 м.

Что произошло на дне залива, до настоящего времени оста­ется неясным. Некоторые изменения глубин, выявленные Япон­ской морской экспедицией при составлении новых карт, воз­можно, связаны с подводными оползнями, но наиболее глубокая часть залива, судя по этим данным, должна была опуститься на 200 м. Имеются и другие участки, где глубина воды увели­чилась вдвое.

В открытом океане подобные изменения глубин часто и не без основания приписывают недостаточной определенности в по­ложении съемочных судов, но когда 83 000 эхолотных промеров сделано в замкнутом заливе, такое объяснение кажется уже менее убедительным. Альтернативное предположение требует допустить возможность вертикальных перемещений такого мас­штаба, какой до настоящего времени нигде зарегистрирован не был,   поэтому   большинство   сейсмологов   относит   отмеченные изменения глубин   за счет  дефектов   исследований,   выполняв­шихся до землетрясения.

В 1923 г. школа сейсмологических исследований, основанная Милном, уже несколько утратила свой первоначальный автори­тет, но после Токийского землетрясения в университете Токио был создан Имперский институт исследования землетрясений, в результате чего в Японии вновь начался период активных сейсмологических исследований. Исследовательские работы в Калифорнии развивались медленнее, однако доклад комиссии, изучавшей землетрясение 1906 г. в Сан-Франциско, и как ре­зультат — развитие Ридом теории упругой отдачи — стали важ­нейшими вехами в развитии сейсмологии тех лет.

Землетрясение 18 апреля в Сан-Франциско, имевшее, как и землетрясение Кванто, М 8,3, произошло в несколько необычный год. Считается, что в 1906 г. по меньшей мере семь других землетрясений до­стигли М 8. Среди них сейс­мический толчок на границе Колумбии и Эквадора 31 ян­варя 1906 г., который может поспорить с землетрясением Санрикю 1933 г. за титул сильнейшего из инструмен­тально зарегистрированных землетрясений, а также чи­лийское землетрясение 17 ав­густа 1906 г. с М 8,6. Земле­трясение 1906 г. в Сан-Фран­циско останется надолго в па­мяти людей.

Землетрясение 1906 г. не является первым в истории ка­лифорнийских землетрясений. Сейсмические толчки были от­мечены еще исследователями XVIII в. со слов настоятелей испанских    миссий,    не   раз серьезно страдавших от землетрясений. 40 чел. погибло в 1812 г., когда рухнула церковь в Сан-Хуан-Капистрано. Этот год полу­чил известность как «год землетрясений». Сильные толчки в рай­оне Сан-Франциско были от­мечены также в 1836 и 1838 гг., а возле форта Тейон в Центральной Калифорнии— в 1852 г. Землетрясение Оуэнс-Вэлли 1872 г. было первым, которое нашло отражение в  геологическом  отчете.

Теперь известно, что в ре­зультате движений по Кали­форнийским разломам запад­ное побережье штата сме­щается к северо-западу со средней скоростью несколько сантиметров в год. Этот про­цесс должен в конце концов привести к возобновлению до­брососедских отношений меж­ду жителями Сан-Франциско и Лос-Анджелеса, живущих на противоположных сторонах разлома Сан-Андреас.

По своим размерам раз­лом Сан-Андреас очень напо­минает    Альпийский    разлом в Новой Зеландии, но в отличие от него не заканчивается на­двигом, а переходит в серию подводных трещинных зон, ко­торые являли загадку с тех пор, как были обнаружены в 1950 г. Они также относятся к поперечным разломам, к тому их типу, который был назван трансформным канадским проф. Т. Вильсо­ном, которому впервые удалось объяснить их происхождение в 1965 г.

Трансформными называют разломы, рассекающие срединно-океанические хребты на отдельные сегменты, смещающиеся друг относительно друга в горизонтальном направлении. В ре­зультате образуются разрывы с различной скоростью спрединга в соседних точках, лежащих на его противоположных крыльях. Сейсмичность срединно-океанических хребтов часто связывают с этими поперечными разрывами. Большинство землетрясений происходит в сегментах, заключенных между отрезками хреб­тов. Характер движений, показанных на рис. 158, противопо­ложен тому, который следовало бы ожидать, исходя из смеще­ния хребтов, благодаря спредингу, направленному в стороны от гребня.

По своим последствиям землетрясение в Сан-Франциско (1906 г.) не было столь катастрофичным, как в Токио в 1923 г., но разрушение большого города в результате сотрясений и по­жаров всегда является большим несчастьем. Было подсчитано, что 700 чел. погибло и 28 000 чел. остались без крова. Больше всего пострадали деловые районы города, выстроенные главным образом на землях, отвоеванных у моря. Вспыхнувшие пожары удалось ограничить площадью примерно в 10 км2 лишь благо­даря решению взорвать динамитом ряды уцелевших зданий. Многие водопроводные магистрали были разрушены, а при от­сутствии задвижек давление быстро начало падать и в тех сек­циях, которые остались неповрежденными. Общая величина ма­териального ущерба была оценена примерно в 4 млн. долл. (рис. 159).

Сейсмический толчок имел М 8,3. Эта величина установлена весьма точно благодаря тому, что комиссия по изучению этого землетрясения оказалась достаточно расторопной, чтобы со­брать и опубликовать сейсмограммы со всех станций мира. Для сильных землетрясений, вероятно, неверно говорить об эпицен­трах, так как очаг может иметь значительные размеры, однако эпицентр землетрясения 1906 г. обычно размещают в точке на разломе Сан-Андреас, примерно в 50 км к северо-западу от го­рода. Образовавшийся при этом разрыв земной поверхности яв­ляется наиболее длинным из всех образований такого рода и даже по самым минимальным оценкам достигает 300 км. Ме­стами разрыв уходит на дно моря, что наряду с рядом других факторов затрудняет его изучение. Рихтер полагает, что его полная длина достигает 430 км. Амплитуда смещения по раз­рыву изменяется в широких пределах. Своей наибольшей вели­чины (около 5 м) она достигает к северу от Золотых Ворот, если, конечно, не принимать во внимание 7-метровое смещение у зал. Томалес, где оно является, по-видимому, поверхностным эффектом, а не истинным смещением по разрыву. Смещение в основном горизонтальное. Вертикальная составляющая не пре­вышает 1 м, а в большинстве случаев гораздо меньше или вовсе отсутствует.

Зона разрушений прослеживается вдоль разлома Сан-Ан­дреас более чем на 500 км, но ее ширина не превышает 80 км. Это необычайно резко выраженная вытянутость объясняется от­части связью с разломом, а отчасти — особенностями геологи­ческого строения этого региона.

Просперо. .. .Потряс я мыс скалистый

И с корнем вырывал сосну и кедр.

У. Шекспир. Буря.

Землетрясения всегда были предметом слухов и преувели­чений. Плиний старший, этот древнеримский собиратель слухов рассказывает о том, что землетрясениями было разрушено 12 азиатских городов; Сенека описывает рождение двух остро­вов — Тереона и Тереи. В 740 г. «город Константинополь в те­чение целого года страдал от таких сильных сейсмических толч­ков, что Император и весь народ были вынуждены жить за пределами города, в чистом поле, в шатрах и палатках, так как опасались, что дома и дворцы могут обрушиться им на головы».

Ученые классической античности также уделяли сейсмич­ности постоянное внимание. Аристотель видел причину земле­трясений в ветрах, заточенных в подземных пещерах. Тем са­мым он положил начало бытующим и в настоящее время пред­ставлениям о связи между погодой и землетрясениями.

Инструментальная сейсмология зародилась в Китае, где Чан Хен изобрел сейсмоскоп в 132 г. н. э., представлявший собой смесь высокого искусства с практичностью. На внешней стороне высокого сосуда с расположенным внутри маятником по кругу были размещены выгравированные на металле головы драко­нов, держащие в своих пастях шарики. При качании маятника один или несколько шариков выпадали из своих мест в откры­тые рты лягушек, размещенных у основания сосуда таким об­разом, чтобы они могли эти шарики проглотить.

В литературе приводятся сведения о великих бедствиях. «Вот, помнится, одиннадцать годов тому минуло, в год землетрясенья...» — говорит кормилица Джульетты, и сам У. Шекс­пир, без сомнения, пережил землетрясение 1580 г. Оно явилось предметом рассмотрения в брошюре Томаса Твайна, содержа­щей больше здравого смысла и точных наблюдений, чем совре­менный читатель мог бы ожидать, прочтя, такое название: «Краткий и сжатый трактат о происхождении, приметах и по­следствиях всех землетрясений в целом; в особенности же о том в высшей степени странном и ужасном деянии Господа Нашего, который потряс Землю не только внутри Лондона, но также во многих других частях всей Англии; имевшем место в среду   на пасхальной неделе,   в шестой  день   апреля, около шести часов вечера в год 1580 от рождества Христова», Точка зрения Твайна на причину землетрясения, как и та. которую У. Шекспир вложил в уста Хотспера, в основном сов­падает с аристотелевой, хотя нельзя сказать, что он недооцени­вает роль божьего гнева. Тем не менее он остается острым на­блюдателем и точным хроникером, и его отчет явился образцом многих последующих работ в этой области, как в Старом, так и в Новом Свете.

Нам неизвестна магнитуда землетрясения 1556 г. в провин­ции Шанси (Китай), в результате которого погибло около 830 000 чел. Хотя это самая страшная из сейсмических ката­строф, записанных в анналах истории, но она отвечает не са­мому сильному из известных землетрясений. Первенство обычно отдается Лиссабонскому землетрясению, магнитуда которого, возможно,   достигла   9.

Полагают, что эпицентр Лиссабонского землетрясения на­ходился в море, в 100 км от берегов Португалии. Границы тер­ритории, на которой ощущалось землетрясение, установить трудно, так как значительная площадь пострадала от действия сейшей. Во всяком случае радиус ее превысил 1500 км, и толчки ощущались на всей площади от Азооских островов до Италии и от Великобритании до Северной Африки. Как сооб­щалось, сейши наблюдались даже в Норвегии и Швеции, за 3500 км от эпицентра. Заявления о том, что толчки ощущались и в Новом Свете, можно не принимать всерьез, так как, они, по-видимому, не были связаны с этим землетрясением.

Разрушение Лиссабона было ужасным. В 1755 г. в городе насчитывалось около 230 тыс. жителей, и по самым скромным подсчетам примерно 30 тыс. из них погибло. Многие жители находились в момент толчка в храмах, поскольку это был день Всех Святых и время первой мессы. За толчком последовали цунами высотой около 7 м и многочисленные пожары.

Катастрофа потрясла Европу, и моралисты и мудрецы всех мастей не преминули нажить на этом капитал. Вольтер в пре­дисловии к своей «Поэме о Лиссабонской катастрофе» упрекал людей, которые считали, что «наследники мертвых теперь полу­чат свое наследство, каменщики разбогатеют на восстановле­нии города, звери разжиреют на трупах, похороненных под руинами; таков естественный итог естественных событий». Он обеспечил землетрясениям прочное место в литературе, упомя­нув о них в «Кандиде».

«Это землетрясение совсем не новость,— отвечал Панглос,— город Лима в Америке испытал такое же сотрясение в прош­лом году; те же причины, те же следствия; несомненно, сущест­вует серная залежь под землею от Лимы до Лиссабона». И мно­гие ученые мужи того времени, вероятно, согласились бы с этим утверждением. В остальном автор меньше придерживается фак­тов, но произведение напоминает нам о том, что   в   прежние времена природные катастрофы служили скорее испытанием национального духа, чем предметом исследований с целью при­нятия практических мер против их повторения. «После земле­трясения, которое разрушило три четверти Лиссабона, мудрецы страны не находили средства более верного, чтоб предотвратить окончательную гибель, как дать народу прекрасное аутодафе. Университет в Коимбре постановил, что зрелище сожжения не­скольких человек, на малом огне с большою церемониею есть несомненное средство остановить содрогание земли». Это было, без сомнения, столь же действенное средство, как и продукция упоминаемого Джозефом Эдисоном «бесстыдного шарлатана, продававшего пилюли, которые, как он говорил деревенским жителям, хорошо помогают от землетрясений». Следует заме­тить, что в наши дни университет в Коимбре оборудован сей­смографами.

Разумеется невозможно рассмотреть здесь все крупные зем­летрясения с тех отдаленных времен до наших дней, но список наиболее важных из них приведен в приложении. К счастью, в дальнейшем Европа была избавлена от катастроф такого масштаба, как Лиссабонская, но я не берусь судить, сыграло ли здесь роль аутодафе или сказались какие-то иные причины. Другим частям света повезло в этом отношении меньше. Не обошли землетрясения и Новый Свет, а жители колоний в Новой Англии размышляли о том, не виноваты ли в их возникновении громоотводы мистера Франклина, извлекающие «электрическую   материю»   из   атмосферы.

Нет необходимости слишком часто подчеркивать, что рай­оны с низкой сейсмичностью не застрахованы от более сильных толчков.. Лиссабон не относится к районам с высокой сейсмич­ностью, а долина Миссисипи, где в 1811 г. произошло Нью-Мадридское землетрясение,— и того менее. В то время эпицентральная зона не была так густо заселена, как в настоящее время, но некоторые толчки имели разрушительную силу. Рих­тер полагает, что один из них, происшедший на 16 декабря, был самым сильным из известных на тогдашней территории Соединенных Штатов. Он ощущался в Бостоне, за 1700 км, а также в других районах от Канады до Нового Орлеана. Как по своей силе, так и по приуроченности к асейсмичному району, это землетрясение является вызовом современным тектониче­ским концепциям.

Другой район Соединенных Штатов, считавшийся традици­онно асейсмичным (Южная Каролина), также сильно пострадал от Чарльстонского землетрясения в 1886 г. Это землетрясение было одним из первых, которому был посвящен обстоятельный геологический отчет, содержащий несколько превосходных фо­тографий (см. рис.. 123).

Однако обзор современной сейсмологии следовало бы на­чать с посещения Робертом Маллетом района, пострадавшего от итальянского землетрясения 1857 г. В 1862 г. он опубликовал книгу   «Великое    Неаполитанское   землетрясение    1857   года; основные принципы сейсмологических наблюдений». Этот двух­томный труд хорошо  иллюстрирован  цветными  литографиями и может быть отнесен к сейсмологической классике. В нем при­ведены детальные описания разрушений в городах и деревнях тщательно  изучены  направления,  в  которых  произошло  опро­кидывание зданий  и  памятников,  характер  действующих  сил, вызвавших разрушения, форма и положение изосейст и сделана попытка сформулировать общие принципы. Маллет не доволь­ствовался  описаниями;  он  был  также экспериментатором.  Им были  выполнены  исследования  скорости  распространения сей­смических волн, которые он возбуждал искусственно взрывами небольших пороховых зарядов,  а  момент вступления  фиксиро­вал,  наблюдая  за  поверхностью  ртути,  налитой  в неглубокий плоский сосуд. Он также ввел в обиход многие из используе­мых в литературе терминов и среди них сейсмология, изосейста сейсмический фокус и др. Это землетрясение не было особенно значительным, если, конечно, не мерить его значение тем вкла­дом,   который  оно  внесло   в   науку.

Члены экспедиции капитана Кука в Новую Зеландию ощу­щали землетрясение в прол. Марлборо, но сейсмическая исто­рия этой страны начинается раньше — с 1460 г. В маорийских преданиях   сохранились    сведения    о    сильном    сейсмическом толчке, происшедшем в этот год вблизи Веллингтона и сопро­вождавшемся  впечатляющим  поднятием побережья.  Современ­ный п-ов Мирамар перестал быть островом, образовалась серия морских террас на побережье   в Туракири-Хед, свидетельствую­щая о длительной истории положительных вертикальных движе­ний побережья, связанных, возможно, с древними землетрясе­ниями.   Мгновенные  поднятия  образовали  ряд  террас,   бровки которых маркируются светлой каймой. Часть берега между уре­зом воды и первой из них впервые обнажилась при землетря­сении Уайрарапа в 1855 г., а следующая над ней —около 1460 г. Вероятные  даты   образования   более   высоких  террас   прибли­женно устанавливаются  как  1100 и 2900  гг. до н.  э.  Слегка наклонные   поверхности   дальнего    мыса    представляют   собой останцы еще более древних террас, срезанных морем в плейсто­цене, по меньшей мере 100 тыс. лет тому назад (рис. 160). Сей­час  здесь   имеется  большое  число  террас,  свидетельствующих об  устойчивых   поднятиях   берега   на   протяжении  по  крайней мере 6500 лет.

Основание европейских поселений в Новой Зеландии отно­сится к 1840 г., когда только что прибывшие колонисты испы­тали свой первый сейсмический толчок. Думая, что это абори­гены пытаются опрокинуть их дома, они выскочили из постелей, наскоро вооружившись шпагами и пистолетами, чтобы сра­зиться с неприятелем. Спустя три года более сильный толчок потряс Уонгануи. Были повреждены дома и церковь, а один из местных жителей погребен под оползнем, но серьезность сейсми­ческой проблемы не была осознана до 16 октября 1848 г., когда сильным землетрясением Марлборо было разрушено и повреж­дено большинство зданий в Веллингтоне (рис. 161). Три чело­века погибли под обрушившейся при афтершоке стеной, повреж­денной ранее при землетрясении. Этому землетрясению часто приписывают образование сейсмического разрыва, который про­слеживается у подножья склона долины Аватере на 100 км. Разумеется, он обязан своим образованием не одному землетря­сению, и как раз при этом толчке каких-либо подвижек по этому разлому, по-видимому, не было. В результате проведен­ных исследований в настоящее время выявлены и описаны движения по разлому в долине Уайрау, которая проходит па­раллельно долине Аватере к северу-западу от последней. Раз­лом начал изучаться лишь спустя несколько лет после земле­трясения.

Столь сильный толчок, последовавший через 10 лет после основания города, должен был бы послужить жителям преду­преждением о необходимости применения при строительстве домов специальных мер предосторожности. Жители спорили о том, не мог ли сейсмический толчок быть вызван возгоранием газа в пещере под прол. Кука, ставили подпорки под свои покосившиеся жилища и продолжали строить новые дома в ста­рых традициях. В 1855 г. урок повторился.

Считается, что землетрясение 1855 г. было единственным в Новой Зеландии, магнитуда которого достигла 8. Очаг нахо­дился в юго-западной части разлома Уайрарапа, на склоне гор Римутака, примерно в 25 км к востоку от города., При землетря­сении произошло вертикальное перемещение поверхности с ам­плитудой до 3 м, сопровождавшееся вскрытием разлома на про­тяжении до 50 км и общим поднятием побережья вблизи Веллингтонской гавани. За исключением землетрясения Кач в Индии в 1819 г. это был первый случай, когда на поверхности земли образовался разрыв, вызванный землетрясением; этот факт описан в книге Лайелля «Принципы геологии».

После 1848 г. Веллингтон быстро разросся, поэтому разру­шенными оказались многие новые здания. Выяснилось одновре­менно, что деревянные постройки лучше переносят землетрясе­ния, и это вызвало раскол в мнениях членов муниципального совета относительно того, что представляет большую опасность для города: пожары или разрушения. В конце концов было при­нято решение строить в центре города кирпичные здания, но большинство жителей Веллингтона и по сей день предпочитают жить в деревянных. С тех пор произошло несколько серьезных пожаров, но сильных разрушений, вызванных землетрясениями, больше не наблюдалось вплоть до Мастертонских землетрясе­ний   1942   г.

Крайстчерч, как и Веллингтон, не раз испытывал сильные землетрясения, но ни разу эпицентр их не располагался вблизи города. Одна из наиболее любопытных проблем возникла при строительстве в Крайстчерче собора и была связана с разра­боткой конструкции шпиля. Верхняя часть собора неоднократно разрушалась, несмотря на применение ряда хитроумных уло­вок, таких, например, как, установка креста в виде качающегося маятника, или освящения его епископом, которого подняли на­верх в специальном кресле. Последняя конструкция, в которой верхняя часть собора была выполнена из дерева, сохраняла свою стабильность и архитектурную форму в течение многих лет.

Самое сильное из кентерберийских землетрясений произошло в 1902 г. вблизи г. Шевиот, или г. Маккензи, как его тогда называли. Один из ведущих геологов того времени, Александр Маккей, опубликовал интересный отчет об этом землетрясе­нии. Он начинается с обзора существовавших в то время пред­ставлений о причинах землетрясений, далее рассматривается предшествующая сейсмическая история региона, описываются наблюдения автора за повреждениями зданий и сооружений, излагаются мнения фермеров, и заканчивается описание эпи­зодом  с лошадью,  которая  сдохла  от испуга.

Главный толчок произошел 16 ноября, а 20 ноября Маккей отправился из Веллингтона в Крайстчерч, где он  обследовал шпиль собора и отметив, что он слегка сдвинулся, порекомендо­вал «небольшой ремонт». Путешествие в Шевиот совершалось в то время вначале поездом, затем каретой, так как поезда еще не ходили дальше Эмберли; Маккей прибыл к месту назначе­ния в 16 ч, как раз вовремя, чтобы   ощутить   афтершок, кото­рого он, однако, не заметил. При этом он с некоторой резкостью высказался в отношении недостаточного «рвения прессы», ко­торая ограничилась небольшой заметкой под заголовком «Ше­виот в панике», поскольку на него самого произвел глубокое впечатление вид повреждений, обычных для умеренных земле­трясений.  Они   были  заметны  только  с  близкого  расстояния. Примерно за  1  км «город выглядел как идеальный провинци­альный городок, в котором не было ничего необычного, кроме отсутствия дыма из труб, поскольку они были разрушены зем­летрясением». Однако при въезде в город Маккей обнаружил, что все улицы засыпаны стеклом от выбитых окон, а большин­ство жителей города, поставив палатки на выгонах и заложив лошадей в коляски на случай поспешного бегства,  собралось в   почтовой  конторе,  чтобы  обсудить последствия   афтершока. Повреждения, которые он наблюдал, были обычными для де­ревянных  построек.   Они  сдвинулись   со   своих   фундаментов, трубы упали, нередко внутрь домов, вызвав там страшный бес­порядок. Вдоль дорог появились поверхностные трещины и не­большие провалы.  На  следующий день  «продолжал дуть хо­лодный норд-вест, который затруднял фотографирование и де­лал проведение всех видов работ крайне неприятным».

Он приводит один из самых ранних примеров определения направления подхода сейсмической волны, основанного на том, что из двух человек, разговаривавших в момент сейсмического толчка по телефону, один почувствовал толчок раньше другого. Таким образом  было получено достаточно достоверное свиде­тельство того,  что  толчок, возник к северу от  Парнассеса,— вывод, к которому пришел и сам Маккей, но иным путем. Этот вывод расходился с мнением местных жителей, склонных счи­тать, что волна пришла с востока или со стороны моря. Кроме серьезных предположений ходило множество невероятных слу­хов. Сообщали, например, что произошло извержение горы Кук-сон,   хотя   она   была   сложена   известняками,    или    что   ложе р. Чайау вначале расступилось, поглотив воду, а затем сомкну­лось, извергнув ее в виде фонтанов высотой до  10 м. Между прочим,   последняя   история   могла   иметь   некоторые   основа­ния,    так    как    было    зафиксировано    образование    песчаных кратеров.

К числу землетрясений, которые остались в памяти жите­лей Новой Зеландии, относятся Мерчисонское (или Буллерское) 1929 г. и землетрясение в Хокс-Бей 1931 г.

Мерчисонское землетрясение, во время которого погибло 17 чел., было первой сейсмической катастрофой в Новой Зе­ландии, сопровождавшейся человеческими жертвами.

Мерчисон, давший имя землетрясению, представлял собой небольшой поселок на 300 жителей, раскинувшийся на дне глу­боко врезанной долины р. Буллер в месте слияния этой реки с двумя ее притоками. Долина имеет в ширину не более 1 км и ограждена холмами, круто поднимающимися над ее бортами на высоту 1200—1500 м. Это один из самых влажных районов Новой Зеландии. Землетрясение произошло в середине зимы, когда погода была особенно скверной. Все условия благоприят­ствовали образованию оползней, и они в действительности про­изошли, отрезав дороги и перегородив реки. Это вызвало мно­жество несчастных случаев. Кроме того, несколько человек погибло при наводнениях, последовавших за прорывом времен­ных запруд.

Испытания, выпавшие на долю оставшихся в живых, послу­жили материалом, из которого родилось позднее множество легенд. Города Уэстпорт и Нельсон — база снабжения пос. Мерчисон — также были разрушены, а дороги перекрыты. Департа­мент общественных работ сделал все от него зависящее, чтобы оказать помощь жителям поселка, живущим в промокших па­латках на пришкольном участке, но прошло полных 5 дней, пока- дорога на Нельсон была вновь открыта для движения. Когда поселок был эвакуирован и передан заботам охраны, в него начали прибывать жители отдаленных долин. Надеясь найти пристанище в Мерчисоне, около 30 женщин и детей, боль­ных и престарелых, проделали более чем 30-километровый путь через оползни и заросли кустарника, которые местами были столь густыми, что пришлось прорубать тропу через них.

О Карамиа вообще забыли. Этот крошечный поселок, не был сильно поврежден, но дорога на Уэстпорт, которая связывала его с внешним миром, была нарушена оползнями и размыта в столь многих пунктах, что попросту перестала существовать, а запасов продовольствия оставалось катастрофически мало. Один из поселенцев отправился пешком по дороге за 50 км в Уэстпорт за помощью, но она пришла только спустя две не­дели, когда первому летчику удалось посадить свой самолет «Тайгермот» на берегу реки.

Это землетрясение с М 7,8 ощущалось на территории всей Новой Зеландии. Два члена Геологической службы М. Л. Онгли и X. Е. Файф, выполнившие исчерпывающие полевые исследо­вания в эпицентральной зоне, установили, что весь район испы­тал поднятие, при этом восточная его часть поднималась более интенсивно, чем западная. Это вызвало оживление разлома Уайт-Крик, который до этого считался неактивным. Там, где разлом пересекает главную автомобильную дорогу, образовался вертикальный  уступ  высотой  5  м.

Это землетрясение сопровождалось необычно сильными зву­ковыми эффектами. Звуки усиливались, отражаясь от склонов долины. Пройдя более 100 км в верхних слоях атмосферы, звуковая волна вновь достигла земли в Таранаки. В других ме­стах на том же расстоянии от эпицентра погода была неблаго­приятна для распространения звуковой волны, но вблизи эпи­центра звуки, напоминающие раскаты грома или артиллерий­скую канонаду, сопровождали афтершоки в течение еще многих недель.

Новая Зеландия сильно пострадала от Мерчисонского зем­летрясения, но еще более разрушительным было землетрясе­ние в Хокс-Бей (см. рис. 7 и 104). На этот раз в район разрушений попали города Напьер, Хейстингс, Гисборн и Уаироа — примерно по 30 тыс. жителей в каждом. Из них 256 чел. по­гибло. Деловые кварталы были почти полностью разрушены, и огонь довершил разрушения.

Эпицентр толчка, происшедшего утром 3 февраля 1931 г. (по местному времени), находился примерно в 25 км от г. Напьера и имел М 7,9. В этом районе были известны лишь небольшие разломы, однако участок территории длиной 90 км и шириной 15 км оказался поднятым на 3 м. Возле самого г. Напьера амплитуда вертикального перемещения составила 2 м, при этом произошло осушение обширного участка лагуны Ахурири, вслед­ствие  чего  территория  Новой  Зеландии  увеличилась  еще  на 14  км2. Здесь впоследствии был выстроен городской аэродром. Примерно две недели спустя после главного толчка в зал.

Спондж, возле г. Гисборна, произошло следующее любопытное событие. Местный житель, работавший на берегу, вдруг увидел, как из глубин моря поднимается галечная отмель, причем без всякого предварительного предупреждения и без каких-нибудь сотрясений, которые можно было бы ощутить. Поверхность банки поднялась над поверхностью моря более чем на 2 м, а ее площадь составила приблизительно 1 га.

С 1931 г. Новая Зеландия не испытывала столь сильных землетрясений, как Мерчисонское или Хокс-Бей. 24 июня 1942 г. в результате толчка с М 7 и эпицентром возле Мастертона были повреждены старые постройки в пригородах Веллингтона. Жертв не было, лишь некоторые жители получили небольшие ранения, однако ремонтные работы оказались тяже­лым бременем, так как основная часть рабочей силы находи­лась в это время на фронте. Результатом этого толчка явилось введение в Новой Зеландии системы страхования от ущерба, причиняемого землетрясениями и войнами.

24 мая 1968 г. произошло землетрясение с М 7 в Инангахуа, примерно в 35 км от Мерчисона, сопровождавшееся крупными оползнями (рис. 162); в результате одного из них погибли два человека (см. рис. 125). Благодаря созданию сети сейсмологи­ческих станций, а также тому, что геологические партии, осна­щенные портативными сейсмографами, пригодными для записи афтершоков, прибыли в этот район через несколько часов после главного толчка, оно оказалось наиболее изученным из всех новозеландских землетрясений. Этот район нельзя назвать гу­стозаселенным, тем не менее дома, мосты, железнодорожные станции и подземные трубопроводы были серьезно повреждены. В течение месяца после главного толчка было зафиксировано 15  афтершоков с М 5 и более.

Быть может, здесь Землетрясенья Гений...

Учил ее безумству упоений,

И все кругом лишь след его забав?

Шелли.  Монблан.

1960 г. стал одним из наиболее трагических в истории зем­летрясений не только в связи с катастрофическими последст­виями, происшедшего в мае этого года чилийского землетрясе­ния с М 8,5 и последовавшего за ним разрушительного цунами, но также из-за непропорционально сильных разрушений, вы­званных несколькими землетрясениями умеренной силы, виною чему явились традиционные методы строительства в пострадав­ших странах. 21 февраля при землетрясении с М 5,5 погибли 47 чел. в Алжирской дер. Мелуса, а 24 апреля 450 жителей г. Лар и окрестных деревень в Иране были погребены под об­ломками собственных домов, разрушенных землетрясением с магнитудой всего лишь 5 3/4 (среди них 200 детей, участвовав­ших в праздничной процессии на узких улицах). Сейсмический толчок такой же силы, потрясший в ночь на 29 февраля Ага­дир, сравнял старый город с землей и разрушил примерно половину всех зданий в современном деловом центре города. Более 1/3 его населения погибло, еще 1/3 была ранена. Под раз­валинами оказалось Столько трупов, что вопрос об их идентифи­кации и перезахоронении даже не ставился. Район разровняли и покинули.

Можно считать, что Агадирское землетрясение было чем-то вроде каприза природы. Последний раз сильное землетрясение произошло в этой части Марокко в 1731 г., и об этом случае забыли. На слабые толчки не обращали внимания. Конечно, никто и не предполагал, что Агадир находится в пределах важ­ной сейсмической зоны, и даже сейчас многие сейсмологи счи­тают, что должно произойти землетрясение с М>5 3/4, чтобы от­нести этот район к высокосейсмичному. Нужно принять во вни­мание, что землетрясения такой силы происходят в разных частях Земли каждые три или четыре дня. Необычность этого землетрясения заключалось также в очень малой фокальной глубине, которая, судя по очень малой протяженности зоны раз­рушений, не превышала 4 км, и в положении эпицентра, нахо­дившегося всего в 1—2 км от города. Когда радиус плейстосейстовой области столь невелик, нужно особое невезение, чтобы город попал именно в эту область, да еще при столь плохо по­строенных   зданиях.

Что же это за место, где был выстроен г. Агадир, и на­сколько неизбежна была катастрофа? Происхождение города теряется в античной истории. В XVI в. шериф Мулей-Мухаммед отбил его у португальцев и построил г. Касбу, но после земле­трясения 1731 г. город пришел в упадок и находился в таком состоянии до начала нашего столетия, когда вновь получили признание его удобные безопасные гавани и привлекательные песчаные пляжи. Значение города как порта и туристского центра непрерывно росло, а в последнее время 60 заводов на­чали изготовлять консервы из морских и сельскохозяйственных продуктов для продажи их на экспорт. Нечего удивляться, что старые постройки в марокканских кварталах плохо сохрани­лись. Старая каменная кладка держалась на растворе из глины и песка, а для крыш использовался какой-нибудь подручный ма­териал, начиная от досок и гофрированного железа и кончая железобетонными плитами. Судьба столь привлекательных на вид современных отелей, жилых кварталов и общественных зда­ний оказалась не менее печальной. В большинстве случаев об­манчивое впечатление высокого качества строительства созда­валось тонким слоем гладкой наружной штукатурки, а под ней скрывалась все та же каменная кладка на цементном растворе, не отвечающем по качеству самым низким требованиям. Не­многие железобетонные здания сохранились лучше. Несмотря на отсутствие у большинства из них поперечных связей, они не разрушились полностью, как обычные каменные здания.

В противоположность Марокко, история Чили насчитывает большое число сильных землетрясений. Эпицентр землетрясе­ния 22 мая с М 8,5 находился на юге п-ва Арауко. Почти не­медленно за главным толчком последовало большое число афтершоков, отмеченных на территории всей страны, многие из которых были очень сильными, и далеко не всегда можно было вполне однозначно определить, с каким из них связаны те или иные разрушения. Города Консепсьон и Вальдивия испытали сильные сотрясения, однако большинство новых зданий, выстро­енных в соответствии с нормативами, введенными после земле­трясения 1939 г., остались целыми. Старым зданиям, возведен­ным до принятия этого постановления, повезло меньше.

В Чили наблюдался почти весь перечень явлений, которые по современным представлениям сопровождают сильные земле­трясения: воздымание поверхности в одних районах и опускание ее в других с последующими наводнениями, сейши па озерах, оползни, подпруживание рек, таинственное свечение воздуха. Водонасыщенные глинистые грунты вытекали из-под зданий, что приводило к их разрушению, перекрывались фарватеры вод­ных путей и гавани. Через два дня после землетрясения про­изошло извержение вулкана Пуэху в 650 км к югу от Консепсь она, впервые с 1905 г. Единственное, чего не наблюдалось при этом землетрясении, — это разрывов земной поверхности, но это не помешало некоторым геологам опубликовать карты, на кото­рых было показано «вероятное положение сейсмогенного раз­рыва» на дне моря.

Последовавшая за землетрясением волна цунами была самой мощной за много лет. Воздействию цунами, возникшего у берегов Чили, подверглось все Тихоокеанское побережье. На Гавайских островах погиб 61 человек, несмотря на то что вла­сти эвакуировали наиболее угрожаемые районы. В Японии также было зарегистрировано много несчастных случаев и серь­езных повреждений портовых сооружений и оборудования. В   Новой   Зеландии   ущерб   был   минимальным.

Такими же убогими домами, явившимися причиной катаст­рофы в Ларе, Агадире и Мелоузе, был застроен пос. Баюн-Зара. В этом районе Ирана произошел еще более сильный сейс­мический толчок с М 7, и число жертв также было соответст­венно выше. Погибли около 12 тыс. жителей и значительная часть их домашнего скота. Д-р Н. Н. Амбресайс, посетивший район землетрясения по поручению ЮНЕСКО, сообщает, что сейсмологи, изучавшие этот район, считали его «самым асейсмичным в стране» и что даже старейшие его жители не могут припомнить каких-либо явлений, которые могли бы вызвать беспокойство. Хорошая сохранность старинных построек и мо­стов на обследованной территории также свидетельствует о том, что ничего похожего на последний катастрофический толчок не происходило в этом районе с 1630 г. При строительстве мо­стов использовался в основном сырцовый кирпич, и немногие из них уцелели. Эпицентр землетрясения находился вдали от крупных городов, но в Тегеране интенсивность толчка была столь велика, что потрескалась штукатурка, а население было охвачено паникой. Жители выскакивали на улицы из окон пер­вых этажей, теряли управление транспортом, спасались бегст­вом из домов и увеселительных заведений.

Землетрясение вызвало разрыв земной поверхности протя­женностью более 100 км.. Образование разлома произошло по меньшей мере в два этапа. Имеются также сообщения о сей­шах, изменении дебитов родников и колодцев, небольших гря­зевых вулканах. Существуют также вполне достоверные сведе­ния о «сейсмическом свечении» атмосферы. 39 жителей сооб­щили, что они видели оранжево-красное зарево над Рудаком — районом, где нет электрического освещения. За свечением по­следовал гул, как от низко летящего самолета. Упоминавшееся раньше свечение при чилийском землетрясении было голубо­вато-зеленым.

Другим примером катастрофических последствий умеренного сейсмического толчка для города, где при строительстве не учи­тывались  самые необходимые меры  предосторожности,  может служить землетрясение в г. Скопле (Югославия) 26 июня 1963 г. с М 6. Умеренные землетрясения не являются чем-то необычным для Македонии, да и сам г. Скопле был уже разру­шен дважды — в 518 г, н. э. и в 1555 г. Многие из разрушен­ных при землетрясении зданий относились к числу новостроек, и хотя правила строительства предписывали применение анти­сейсмических мероприятий, но ими часто пренебрегали, главным образом руководствуясь естественным стремлением как. можно быстрее ликвидировать последствия войны и предоставить жи­телям быстро растущего города новые квартиры. Эта рискован­ная политика себя не оправдала (см. рис. 108, 109). Разруше­ния в новых районах нередко были столь же впечатляющими и катастрофическими, как и в Старом Городе, где, между прочим, некоторые живописные одноэтажные саманные жилые по­стройки и лавки с черепичными крышами, насчитывающие несколько веков, остались нетронутыми. Водопроводная и кана­лизационная системы подверглись лишь незначительным разру­шениям. Фактором, усилившим разрушения, по-видимому, яви­лись грунты, слагающие основания сооружений. Город стоит на толще рыхлых отложений (позднетретичных песках и галечни­ках) мощностью от 3 до 80 м, а местами и более.

Удивительно, что землетрясение в Скопле не вызвало по­жаров. По-видимому, более широкое использование электриче­ства для отопления и приготовления пищи позволило, наконец, существенно снизить риск пожаров — одного из самых страш­ных последствий землетрясений. В то же время не следует за­бывать, что землетрясение произошло в четверть шестого утра, когда значительная часть населения еще не поднялась с по­стелей.

27 марта 1964 г. произошло землетрясение с М 8,5 в зал. Принс-Вильям, Аляска. Хотя на о-ве Монтагью и наблюдались разрывы земной поверхности, но еще более удивительными гео­логическими явлениями, вызванными этим землетрясением, яви­лись поднятия и опускания обширных по площади участков. Площадь зоны афтершоков, простирающаяся почти от Валь-диза до самой южной оконечности о-ва Кадьяк, почти в точ­ности повторяет и по форме, и по площади Южный о-ов Новой Зеландии (рис. 163). Некоторые из афтершоков имели М 6 и более, т. е. в свою очередь представляли собой сильные земле­трясения.

Сообщения прессы были сконцентрированы в основном на описании последствий этого землетрясения в Анкоридже и не отметили того интересного факта, что эпицентр землетрясения находился в 130 км от него и что некоторые другие города, та­кие как Вальдиз и Сьюард, расположенные на том же расстоя­нии, пострадали значительно меньше. Большая часть Анкориджа построена на мощном языке древней морены. Слои песка и  гравия,  подстилающиеся  90-метровой  толщей  неустойчивых глин и слагающие верхнюю часть крутого подводного склона, были сцементированы вечной мерзлотой. Неудивительно, что' такой материал не смог выдержать сильного сейсмического толчка.

Важнейшие уроки, которые инженерная сейсмология могла извлечь из этого землетрясения, заключались не в том, что при­чиной разрушения многих сооружений из предварительно на­пряженного железобетона явилось недостаточное заанкеривание их натяжными тросами или что обрушение декоративных пане­лей с фасадов зданий часто бывало вызвано недостаточным их креплением к стенам, а в том, что многие сооружения, начи­ная с небольших деревянных домов и кончая большими город­скими зданиями, остались целыми, несмотря на почти полное разрушение фундаментов и естественных оснований, вследствие чего многие из них стояли в виде мостов над зияющими тре­щинами или наклонились под неправдоподобно большими уг­лами (см. рис. 116).

Хорошо выстроенные здания обычного типа проявили ред­кую устойчивость к сотрясениям, но, как известно, ни одно зда­ние не может быть более устойчивым, чем его естественное основание. Поэтому большую часть усилий, затрачиваемых в на­стоящее время на выявление различий в повторяемости земле­трясений, следовало бы направить на изучение поведений есте­ственных оснований. Полученный урок повторился через три месяца в Японии.

Ниигата — большой город, насчитывающий примерно 340 тыс. жителей — расположен в пределах сложенной песками низменности в устье р. Синано на западном побережье Север­ного Хонсю — самого большого о-ова Японии. Землетрясение с М 7 3/4 произошло около 13 ч 16 июня 1964 г. Эпицентр был расположен в море, примерно в 70 км к северу от города. Жертв было немного—12 чел. погибло в самой Ниигате и немного больше в пригородах и сельских районах. Большинство круп­ных зданий представляло собой современные конструкции из железобетона. Они выдержали сотрясения, но были сильно по­вреждены в результате разрушения естественных оснований.

В результате уплотнения песков при сотрясении примерно 7з территории города претерпела резкие опускания, местами достигшие 2 м (рис. 164). Одновременно из «песчаных вулка­нов», образовавшихся по краям тяжелых зданий, и многочис­ленных крупных трещин произошло излияние грунтовых вод, и прохожие оказались внезапно погружены по колено в водово­роты мутной воды. Возникшее наводнение было усилено комби­нацией высокого прилива и небольшого цунами (см. рис. 89). Все это, в свою очередь, нарушило нормальное течение реки, и она вышла из берегов, прорвав ограждения и затопив улицу примерно на протяжении 0,5 км. Образовались глубокие вре­менные русла со столь высокой скоростью течения, что по ним плыл механический транспорт. Мосты, соединявшие берега реки, рухнули, после того как в результате разрушения естественных оснований были сдвинуты устои (см. рис. 125), взлетные по­лосы на аэродроме покрылись трещинами и были затоплены, а на нефтеочистительном заводе загорелись 70 цистерн. Огонь перекинулся на соседние дома, и 300 из них были уничтожены. Причины возникновения пожара установить не удалось. Других очагов пожара где-нибудь в городе не наблюдалось. Электро­сеть, водоснабжение, канализация и другие городские комму­никации были разрушены.

Помимо наводнения, которое в некоторых частях города не спадало более трех дней, наиболее впечатляющим последствием землетрясения являли собой покосившиеся, но не претерпев­шие серьезных повреждений здания. Одно из них, в группе одинаковых четырехэтажных железобетонных сооружений, почти полностью опрокинулось (см. рис. 130 и 165), некоторые погру­зились в толщу разжиженного грунта (см. рис. 122). Здание на­клонялось медленно, и, как сообщила одна из газет, женщина, развешивавшая белье в момент землетрясения на крыше этого здания, смогла спокойно перейти с крыши на стену и спуститься на землю.

В южном полушарии самой большой сейсмической катаст­рофой было Перуанское землетрясение 21 мая 1970 г. Магнитуда толчка составила 7,7, эпицентр находился в 25 км от бе­рега, к западу от Чимботе — морского порта с населением около 120 тыс. жителей. В Чимботе имелись современные желе­зобетонные   здания   и  фабрики  со   стальными   каркасами,   но большинство жилых домов было сооружено из кирпича-сырца. Некоторые дома были двухэтажными.

В городах и деревнях в радиусе примерно 100 км все по­стройки из кирпича-сырца были разрушены. Многие современ­ные здания были возведены на слабых основаниях и повреж­дены в результате разжижения грунтов, вызванного сотрясе­ниями. Поэтому неудивительно, что только в Чимботе было зарегистрировано 500 смертельных случаев. Общие же потери исчислялись в 70 тыс. погибших, 50 тыс. раненых и 800 тыс. оставшихся без крова. Основной причиной столь грандиозной катастрофы явилась грязекаменная лавина, сорвавшаяся в Уаскарана.

Невадо де Уаскаран — пик Андах высотой 6768 м, располо­женный примерно в 100 км к, востоку от Чимботе. Огромные массы породы, перекрытые льдом и снегом, сорвались с его крутого западного склона и устремились по долине Ллангануко к г. Юнгаи и дер. Ранрахирке. Здесь и ранее случались лавины, даже без такого возбудителя, как землетрясение. В 1962 г. одна из них чуть не смела Ранрахирку, но г. Юнгаи считался в безо­пасности, так как между ним и трассой схода лавин распола­гался горный отрог высотой 250 м. Однако в 1970 г. этого ока­залось недостаточно; часть лавины перехлестнула через хребет.

Юнгаи был живописным городком с красивой площадью и собором. Все, что осталось от него,— небольшая часть собор­ной стены и четыре пальмы, стоявшие на площади. Из 18 тыс. жителей города погибло 15 тыс. Менее чем за 5 мин лавина проделала 3-километровый путь до города и промчалась еще на 12 км вниз по долине. В Юнгаи, Ранрахирке и других пунк­тах, расположенных по пути движения лавины, погибло 25— 30 тыс. жителей   (рис.  167,  168),

По своему характеру лавина в Юнгаи представляла собой типичный лахар. О жидком состоянии потока свидетельствует грязь, выплеснутая на склоны долины, его высокая скорость, а также то, что он легко преодолел встретившийся на его пути хребет. Вначале мощность его была довольно велика — 10 или 15 м, но по мере продвижения потока она постепенно уменьша­лась, и на городской площади в Юнгаи остался лишь примерно 3-метровый слой наносов. В них содержались огромные валуны, некоторые   массой    100   т.

Этот обзор уместно завершить указанием, что проблема зем­летрясений во всей ее сложности еще далеко не решена. При­меры Юнгаи, Ниигаты и Анкориджа указывают на то, что даже в том случае, когда здания и сооружения выстроены в пол­ном соответствии с установленными нормами и требованиями и не разваливаются на части при сотрясении, участки, где стро­ятся большие или малые города или даже отдельные здания, требуют самого тщательного изучения.

Особые сооружения, такие, как плотины, мосты, высотные здания, будут требовать и в дальнейшем самого пристального внимания со стороны инженеров-сейсмологов; нерешённым остается   и   множество   второстепенных   проблем.   Большинство систем водоснабжения, электроснабжения и дренажа уязвимо в тех или иных своих частях. То же можно сказать о шоссей­ных и железных дорогах, доках, аэродромах.

В одних частях мира сейсмическое районирование ведет к улучшению строительных норм и правил. В других (и это, к сожалению, справедливо и для нашей страны) плохо инфор­мированные круги могут использовать его для того, чтобы ока­зать давление на правительство в целях ослабления установ­ленных мер предосторожности. Землетрясения в Ниигате, Ага­дире и Баюн-Заре произошли в районах, считавшихся до этого менее опасными, чем другие, расположенные от них в сотнях километров. Разумные меры предосторожности, принимаемые обществом, должны не только обеспечить достаточную устой­чивость проектируемых сооружений в соответствии с установ­ленной сейсмической активностью региона, но и создать также необходимую безопасность от редких землетрясений, возмож­ных в районах со слабой сейсмичностью и даже находящихся за пределами сейсмических зон.