В сейсмологии сейсмический разрыв — это степень скольжения , которое происходит во время землетрясения в земной коре . Землетрясения происходят по многим причинам, включая: оползни, движение магмы в вулкане, образование нового разлома или, что наиболее часто, скольжение по существующему разлому. [1]
Тектоническое землетрясение начинается с начального разрыва в точке на поверхности разлома, процесс, известный как зарождение. Масштаб зоны зарождения неопределен, некоторые свидетельства, такие как размеры разрыва самых маленьких землетрясений, предполагают, что он меньше 100 м, в то время как другие свидетельства, такие как медленный компонент, выявленный низкочастотными спектрами некоторых землетрясений, предполагают, что он больше. [2] Возможность того, что зарождение включает в себя какой-то подготовительный процесс, подтверждается наблюдением, что около 40% землетрясений предшествуют форшоки . Однако некоторые крупные землетрясения, такие как землетрясение M8.6 1950 года в Индии и Китае . [3] не имеют форшоков, и остается неясным, вызывают ли они просто изменения напряжения или являются просто результатом увеличения напряжения в области главного толчка. [4]
После того, как разрыв начался, он начинает распространяться вдоль поверхности разлома. Механика этого процесса плохо изучена, отчасти потому, что трудно воссоздать высокие скорости скольжения в лаборатории. Кроме того, эффекты сильного движения грунта сильно затрудняют запись информации вблизи зоны зарождения. [2]
После зарождения разрыв распространяется от гипоцентра во всех направлениях вдоль поверхности разлома. Распространение будет продолжаться до тех пор, пока будет достаточно накопленной энергии деформации для создания новой поверхности разрыва. Хотя разрыв начинает распространяться во всех направлениях, он часто становится однонаправленным, причем большая часть распространения происходит в основном в горизонтальном направлении. В зависимости от глубины гипоцентра, размера землетрясения и того, простирается ли разлом так далеко, разрыв может достичь поверхности земли, образуя поверхностный разрыв . Разрыв также будет распространяться вниз по плоскости разлома, во многих случаях достигая основания сейсмогенного слоя , ниже которого деформация начинает становиться более пластичной по своей природе. [2]
Распространение может происходить по одному разлому, но во многих случаях разрыв начинается с одного разлома, прежде чем перейти к другому, иногда неоднократно. Землетрясение Денали 2002 года началось с надвига , надвига ледника Суцина, прежде чем перейти к разлому Денали на протяжении большей части своего распространения, прежде чем, наконец, снова перейти к разлому Тотчунда . Разрыв землетрясения Кайкуура 2016 года был особенно сложным, с поверхностным разрывом, наблюдаемым по крайней мере на 21 отдельном разломе. [5]
Некоторые разрывы просто исчерпывают достаточное количество накопленной энергии, предотвращая дальнейшее распространение. [2] Это может быть либо результатом релаксации напряжения из-за более раннего землетрясения в другой части разлома, либо из-за того, что следующий сегмент движется из-за асейсмической ползучести , так что напряжение никогда не нарастает достаточно, чтобы поддержать распространение разрыва. В других случаях есть веские доказательства наличия устойчивых барьеров для распространения, что дает верхний предел магнитуде землетрясения. Длина разрыва коррелирует с магнитудой землетрясения и варьируется от порядка километров в однозначных числах для землетрясения магнитудой 5–6 до сотен километров для более сильных землетрясений (магнитудой 7–9), хотя корреляция не является точной и существуют выбросы. [6]
Большинство разрывов распространяются со скоростью в диапазоне 0,5–0,7 скорости сдвиговой волны , и лишь небольшое количество разрывов распространяется значительно быстрее или медленнее.
Верхний предел нормального распространения — скорость волн Рэлея , 0,92 скорости сдвиговой волны, обычно около 3,5 км в секунду. Наблюдения за некоторыми землетрясениями показывают, что разрывы могут распространяться со скоростями между скоростями S-волны и P-волны . Все эти суперсдвиговые землетрясения связаны со сдвиговым движением. Разрыв не может ускориться через предел волны Рэлея, поэтому принятый механизм заключается в том, что суперсдвиговой разрыв начинается на отдельном «дочернем» разрыве в зоне высокого напряжения на кончике распространяющегося основного разрыва. [7] Все наблюдаемые примеры показывают свидетельства перехода к суперсдвигу в точке, где разрыв перескакивает с одного сегмента разлома на другой.
Более медленное, чем обычно, распространение разрыва связано с наличием относительно механически слабого материала в зоне разлома. Это особенно касается некоторых мегаземлетрясений , где скорость разрыва составляет около 1,0 км в секунду. Эти цунами-землетрясения опасны, поскольку большая часть высвобождения энергии происходит на более низких частотах, чем обычные землетрясения, и у них отсутствуют пики сейсмической волновой активности, которые могли бы предупредить прибрежное население о возможном риске цунами. Обычно величина поверхностной волны для такого события намного меньше моментной величины , поскольку первая не охватывает высвобождение энергии с большей длиной волны. [8] Землетрясение Санрику 1896 года прошло почти незамеченным, но связанное с ним цунами унесло жизни более 22 000 человек.
Крайне медленные разрывы происходят в масштабе времени от часов до недель, вызывая медленные землетрясения . Эти очень медленные разрывы происходят глубже, чем заблокированная зона, где обычные разрывы землетрясений происходят на тех же мегатолчках. [9]
{{cite journal}}: CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )