Н. ТҰЯҚ баев т к. Арыстанов б. ӘБішев жалпы геология курсы

I — шөгінді жыныстар, 2 — фундамент; 3 — жыртылымдар; 4 — негізгі соққы мен афтершоктардың (соңғы соққылардың) гипо- центрі, 5 — сейсмикалық станция; 6 — жарылган блоктардың ығысып жылжу бағыттары; 7 — фундаменттік тау жыныстарының шартты жағдайда ығысып жылжу сипаты; 8 — жер бетінің жоғары көтерілуі (геодезнялық өлшеулер бойынша).

ціекаралығында) “аралық” түрге жататын жер сілкінулер, ал ТМД-ның Қуриль және Камчатка аралдарында “кальшты” (нормалық) және “аралық” сілкіністермен қатар “терең фокустық” жер сілкіністері болып тұрады. Ал Қиыр Шығыста тек терең фокустық сілкінулер ғана байкалады.

Жер сілкінудің басқа бір түрі вулкандық_әрекеттермен (вулкан атқылау алдында немесе вулкан атқылау барысында) байланысты кездеседі. Олар магмадан бөлінген газдардың (вулкан өзектерінде) қопарылысы кезінде байқалады.

Жер сілкінудің үшінші бір түрі — денудациялық немесе кенеттен опырылып құлау әрекеттерімен байланысты байқалады. Мұндай жағдайлар таулы аудандарда карсттық үңгірлерде жиі кездеседі.

Соңғы жылдары жер сілкінудің техногендік себептері анықталып отыр. Бұл себептер адамдардың инженерлік іс-әрекеттерімен (гидротехникалық құрылыстар салу, ірі бөгеттер тұрғызып су коймаларын жасау, мұнай мен газ өндіру және т, б.) тығыз байланысты. Мысалы, Үндістанның батыс бөлігінде орналасқан Қойна ауданында байқалған жер сілкіну кезінде (1967) 180 адам қа-заға ұшырап, екі мыңдай халық жараланады. Сол секілді АҚШ-тың Оровилл қаласының маңында (Калифорния штаты) болған (1975) жер сілкінудін, қарқындылығы VII балға дейін жетеді.

Біздің елімізде де мұндай жағдайлар Тәжікстанда тереңдігі 317 м-лік Нурек су қоймасын толтыру, Қырғызстанда — Тоқтағүл, Дагестанда — Чиркей, Өзбекстанда — Чарвак су электрстанция-ларын салу барысында байқалады. Ал Грозный қаласының оңтүстік бөлігінде (1976) және Газлиде (1976, 1984) болған жер сілкінулер мұнай мен газ өндіру ісімен тікелей байланысты деп саналады. Дегенмен, жер сілкінудің техногендік түрлері дүмпу күшінің әлсіздігімен және таралу өрісінің тарлығымен (жер сілкінудің тектоникалық түрімен салыстырғанда) сипатталады.

УІІІ.2. ЖЕР СІЛКІНУДІ ЗЕРТТЕУ ӘДІСТЕРІ

XIX ғасырдың ортасына қарай жер сілкіну құбылыстарының белгілі бір аудандарда ғана қайталанып отыратындығы айқындалды. Бұл жағдай ғалымдарға жер сілкіну каталогын (тізімін) жасау жұмыстарымен айналысуға мүмкіндік туғызады. Ресей территориясын,

қамтитын ең алғашқы каталог авторларының қатарында

И. В. Мушкетов пен А. П. Орловтың есімдерін атауға болады.

XIX ғасырдың соңында жер сілкіну құбылыстарын тіркеуге арналған арнаулы құрал-жабдықтар жасалына бастады (Ресейде — Б. Б. Голицын, П. М. Никифоров; Германияда — А. В. Вихерт) және геофизиканың бір саласы сейсмология (грекше “сейсма” — сілкіну) жер сілкіну әрекеттерін зерттейтін өзінше бір жаңа ғылыми бағыт болып қалыптасты.

Сейсмологияда қолданылатын негізгі ұғымдар: жер сілкіну ошақтары немесе гипоцентр (жер сілкіну фокусы деп те аталады), оның жер бетіндегі проекциясы эпицентр, сілкіну күші бірдей нүктелерді (бір-біріне) қосатын сызықтары изосейст, сілкіну күші ең жоғары (тах) аймақтары плейстосейст деп аталады (VIII. 3-сурет).

Жер сілкіну күші сейсмикалық кесте (шкала) арқылы анық-талады. XIX ғасырда жасалған ең алғашқы салыстырмалы кестенің авторлары Италия ғалымы де Росси мен Швейцария ғалымы Форрель (1880 ж.) болып саналады. 1931 ж. жапония ғалымы Вадати жер сілкінудің магнитудалық шамасын анықтауға арналған өз кестесін ұсынады. 1935 ж. белгілі сейсмолог, американ; (Калифорния) ғалымы Ч. Рихтер (Вадати кестесінің .негізінде) оның жетілдірілген және толықтырылған вариантын жасайды. Магнитуданы есептеп шығару үшін, жер сілкіну ошағының тереңдігін және оның эпицентр- ден қашықтығын білу керек. Әрине, мұндай жұмыстарды жүргізу өте сезімтал аппаратураны қажет етеді.

Ч. Рихтер мен австриялық ғалым Б. Гутенбергтің берген анықтамасы бойынша, магнитуда (“М>>) деп, сейсмикалық толқынның (эпицентрден 100 км-лік қашықтықта стандарттық сейсмограф көмегімен жазылып³ алынған) максимал (“тах”) амплитудасының ондық логарифм шамасын (мм-дің мыңнан бір бөлігі) айтады.

164

Басқаша айтқанда магнитуда дегеніміз жер сілкіну-_дін салыстырмалы энергетикалық өлшемі. Онын, шамасы сейсмограммада жазылған толқынның амплитудасы мен _периодын өлшеу арқылы анықталады. Әдетте толқын амплитудасы шамамен он есе артқан кезде, жер сілкіну _магнитудасы бір шамаға артып отырады.

Рихтер кестесінің (теория жүзінде) не жоғарғы, не төменгі шегі болмайды. Бұл кесте бойынша Гималайда (1950 ж.) және Лиссабонда (1755 ж.) болған жер сілкі-нулер ен, күшті (М^8,9) апатты оқиғалар қатарына жатады.

VIII. 1-кесте

Рихтер кестесі бойынша жер сілкінудің (энергетикалық) күші тек магнитудалық өлшем (жер сілкіну ошағында бөлінген энергияға пропорционал шама) арқылы анықталады. Қейде жер сілкіну әрекетінің қарқындылығын магнитудалық ұғыммен шатастырады. Сондықтаң түсініктірек болу үшін бұл үғымдардың мазмұнына толығырақ тоқталуға тура келеді. Магнитуда шамасы (әрбір жер сілкінісі үшін) тұрақты бір санмен анықта-

латын объективті шама. Ал жер сілкіну әрекетінің қарқындылығы (интенсивтігі) жер бетінде байқалатын формациялық өзгерістердің көлемімен және оның жер бетінде өмір сүретін адамдардың физиологиялық сезім мүшелеріне тигізетін әсері арқылы сипатталатын субъективті өлшем. Де Росси мен Форрель (1880 ж.) ұсынған кесте бойынша жер сілкіну әрекетінің қарқындылығы ден X ға дейінгі аралықтағы рим санымен белгіленеді.

1902 ж. бұл кесте италияндық Меркалли мен Қанканидің жұмыстарымен толықтырылып, XII балдық жаңа кесте түрінде қолданыла бастайды. Кейінірек бұл кесте неміс ғалымы

А. Зибергтің жұмыстарында аздаған өзгерістерге ұшырап, МСS (Меркалли — Канкани—Зиберг) деген атпен белгілі болды. Ал Американ ғалымдары Вуд және Ньюмен ұсынған “ММ” (модификациялық өзгерістерге ұшыраған Меркалли кестесі) іс жүзінде көп пайдаланылмайды.

1964 ж. үш сейсмолог ғалымның (С. В. Медведев —1 ТМД, В. Шпонхойер — ФРГ, В. Қарник — ЧССР) фамилияларының бас әріптерінен құралған халықаралықі кесте (МSК.-64) қабылданып, қазіргі кезге дейін қолданылып келеді. Бұл кесте бойынша, I мен IV балға дейінгі аралықта жер сілкіну әрекетінің қарқындылығы адам- дардың (физиологиялық) алған әсері (эмоциясы) негізінде, V тен IX балға дейінгі аралықта құрылыс орындарының қирау дәрежесіне қарай анықталады, алі X нан XII балға дейінгі аралықта байқалатын жер бетінің деформациялық ірі өзгерістері (ығысу, ыдырау. қатпарлану, жылжу, жылысу, опырылу, жарылу) жер сілкіну әрекетінің ең жоғарғы дәрежедегі көрсеткіші болып саналады.

Сонымен, ТМД территориясында қолданылатын XII балдық макросейсмикалық кестенің (М5К-64) негізгі мазмұны мына төмендегідей:

/ балл. Арнаулы сейсмикалық құралдар мен аспаптар арқылы рана байқалады (әлсіз дірілдер).

// балл. Толық тыныштық жағдайда кейбір сезімтал адамдар ғана сезеді (әлсіз дірілдер мен тітіркенулер)^

/// балл. Халықтың шағын бөлігі ғана сезеді. Жоғарғы этаждарда анық сезіледі. Үйдің жанынан өте шыққан жүк автомашинасының туғызған діріліндей әсер қалдырады (өте әлсіз сілкіну).

166

Жер сілкінудің жер бетіне тигізетін әсері жер сілкіну ошағының тереңдігі (неғұрлым терең болса, соғұрлым оның әсері әлсіз) мен дүмпу күшінің шамасьша тәуелді болады. Толығырақ айтсақ, жер сілкіну ошағы тереңдеп, ара қашықтығы өскен сайын дүмпу күшініі жер бетіне тигізетін әсері де азая түседі. Сонымен бірге, дүмпу күшінің әсері жер бетінің геологиялық және гидрогеологиялық ерекшеліктеріне де байланысты. Егер жердің беткі қабаты толық кристалданған берік жыныстардан тұратын болса немесе топырақ суларының деңгейі тереңірек орналасса, онда жер сілкіну әсері шамалы болады. Жер сілкінудің эпицентрінен алыстаған сайын көлденең бағыттагы тербелістер басым болады. Мұндай тербелістер сейсмикалық серпімді толқындар деп аталады; олар қума толқындар (Р), көлденен. толқындар (S) және беткейлік (/) толқындар болып үш түрге ажыратылады.

Сонымен жер сілкіну ошағында жиналған қуатты

168

энергия көзі сейсмикалық серпімді толқындар түрінде жан-жаққа таралып, үлкен аймақты қамтиды.

Қума толқын Р (ағылшынша “Ргітагу” — бастапқы немесе бірінші), көлденең толқын S (ағылшынша “Sесопсіагу” — екінші ретте), беткейлік толқын L (ағылшынша “lопg” — ұзын) әріптерімен белгіленеді.

Қума толқындар көлденең толқындарға қарағанда орта есеппен 1,7 есе жылдам тарайды. Олар сейсмикалык толқынның негізгі таралу бағытына сәйкес келетін тербелмелі қозғалыстар болып саналады; олардың (Р) жер қыртысында таралу жылдамдығы — 5—6 км/с. Мұндай толқындар табиғи ортаның қысылып-сығылу және созылып-ұлғаю жағдайында біресе ұлғайып, біресе кішірейіп (көлемі жағынан алғанда) өзгеріске ұшырап отырады.

Ал көлденең бағыттары тербелістер (S) серпімді толқынның негізгі таралу бағытына перпендикуляр келеді де, олардың тек пішіні ғана өзгеріп отырады (таралу жылдамдығы 3—4 км/с). Ауа қабаты мен сұйық заттар мұндай толқындарды өткізбейді.

Беткейлік толқындар (I) синусоидалық күрделі тербелістер түрінде жер бетіне жақын маңайда көлденең бағытта байқалады. Әдетте олар екі ортаның шекаралық зонасында ғана кездеседі. Мысалы, литосфера мен атмосфера немесе гидросфера мен атмосфера аралығында пайда болады. Олар (қума толқындармен және көлденең бағыттағы тербелістермен салыстырғанда) баяу таралып (эпицентрден қашықтаған сайын), тез әлсірейді.

Сейсмикалық толқындардың таралу жылдамдығы көбінесе тау жыныстарының құрамы мен құрылыс ерекшеліктеріне тікелей байланысты Тығыздығына қарай біркелкі кристалданған берік жыныстарда (борпылдақ жыныстармен салыстырғанда), сейсмикалық толқындар тез таралады.

Сейсмикалық жарықтардың ұзындығы бірнеше км-ден (1966 ж. Ташкентте 8 км-ге дейін) жүздеген км-ге (1960 ж. Чилиде) дейін жетеді; 1957 ж. Гобиялық Алтайда болған жер сілкінуі кезінде ұзындығы 700 км-лік жарықтар жүйесі пайда болады.

Жер сілкіну ошақтары әдетте жер қыртысында немесе жоғарғы мантия қабатында орналасады. Жер сілкіну ошағының орталық бөлігінде орналасқан нүкте гипоцентр деп, ал гипоцентрден жоғары қарай (тік бағытта) орналасқан жер бетіндегі белгілі бір аймақ —

169

(гипоцентрдің жер бетіндегі проекциясы) эпицентр деп аталады.

Жер сілкіну бірнеше секундтан бірнеше айларға (кейде тіпті жылдарға) дейін созылады. Әдетте, ең алғашқы ірі дүмпуден кейін, кішігірім сілкіністер тізбегі үздік-үздік қайталанып тұрады. Олар — афтершоктар деп аталады.

Жер сілкіну әрекеттері сейсмикалық станциялардг арнаулы құралдар (сейсмографтар) арқылы жазылып (сейсмограммалар түрінде), жан-жақты зерттеледі.

XX ғасырдың басында сейсмикалық құралдар жасауда және сейсмикалық станциялар құруда Россия алдыңғы қатарлы мемлекеттердің бірінен саналды. Дегенмен Орта Азия мен Қазақстан территориясында “Ташкент атты сейсмикалык, станция рана 1901 жылдан бастап жұмыс істейді; 1927 жылы “Алматы” және “Фрунзе” сейсмикалық станциялары салынды; 1932 жылы “Шымкент”, ал 1934 жылы “Семей” станциялары іске қосылды; 1950—1951 жылдары “Іле”, “Құрметі”, “Шелек”, “Пржевальск”, “Талғар”, Рыбачье” “Фабричная” атты станциялар ашылып, жаңа құрал-жабдықтармен қамтамасыз етілді.

1969 жылы Қазақстан Ғылым академиясының Қ. И. Сатпаев атындағы геологиялық ғылымдар институты құрамында сейсмология бөлімі ашылды. Ал 1976 жылы сейсмология бөлімі негізінде жеке институт құрылып, ғылыми-зерттеу жұмыстары қарқынды түрде жүргізіле бастады. Қазіргі кезде бұл институт республикамыздағы жер сілкіну әрекеттерін зерттейтін ірі ғылыми орталық болып саналады. 1976—1979 жылдары Түрген, Медеу және Күрті геофизикалық обсерваториялары іске қосылып, зерттеу жұмыстарының көлемі онан сайын арта түсті. Осы станциялардың көмегімен жер сілкіну ошағын дәлірек анықтауға және олардың дүмпу күшіне қарай, сейсмикалық аудандастыру жұмыстарымен айналысуға толық мүмкіндік туды. Қазіргі кезде ТМД бойынша 100-ге жуық сейсмикалық станциялар жұмыс жасайды.

Жер қойнауының ішкі құрылысын зерттеу жұмыстары тек қана сейсмикалық әдіс арқылы жүргізіледі. Сейсмикалық толқындарды зерттеу арқылы жер сілкіну кезінде жер қыртысының жеке блоктарының қай бағытта және қандай шамаға жылжитынын, жылжу жылдамдығын, тербеліс амплитудасы мен периодтылығын неме-

170

се жиілігін және т. б. көптеген геофизикалық мәселелерді шешуге болады.

Жер бетінін, тербелісі сейсмикалық станцияларда үш бағытта жіктеліп, жазылып алынады. Әдетте олар тік бағытта солтүстікке және шырысқа қарай бағытталады.

Сейсмикалық станциялардың жұмыс істеу принципін қыскаша былай түсіндіруге болады: жер бетінің тербел ісі сейсмографты қозралысқа келтіреді. Бұл кезде оның инертті массасы, яғни маятнигі (М) өзінің алғашқы қалпын сақтап қалуға тырысады. Сонық әсерінен сейсмограф корпусының магнит өрісінде орналасқан өткізгіш (р) бойьщда электр күші пайда болады. Осылайша пайда болған ток, байланыс жүйесі арқылы айналы гальванометрге (Г) жетіп, оньщ тұракты магнит өрісіндегі рамкасын белгілі бір бұрышқа бұрады. Гальванометр айнасынан шағылысқан сәуле барабандағы (Б) фото-қағазда із қалдырады (VIII. 4-сурет). Осындай жолмен жер бетінің тербелісі (сейсмограмма) жазылып алынады (VIII. 5-сурет). Бұл әдіс гальванометрлік тіркеу әдісі деп аталады. Жер сілкінуді бұдан да басқа (механикалық немесе оптикалық) әдістермен де тіркеуге болады. Соқғы жылдары сейсмикалық толқындарды магниттік таспаға жазып алу жолдары дамып келеді. Мысалы, Алматы маңындары Медеу геофизикалық обсерваториясында осындай әдіс іске қосылды. Осындай жолмен жазылып алынған мәліметтер электрондық-есептеуіш машинаға ендіріліп, жер сілкінудің көптеген параметрлері автоматты түрде анықталады.

VIII. 4-сурет. Сейсмографтың схемасы.

Р — бойлық (қума); беттік.8 — көлденеқ; Ь — беттік.

станция үшін анықталса, онда жер сілкінуінің эпицентрі табылады. Ол үшін әрбір станциядан жер сілкіну эпицентрі мен станцияның ара қашықтығына сәйкес шеңбер жүргізсек болғаны. Олардың өзара қиылысқан жері жер сілкінуінің эпицентрі болып саналады.

Сейсмограммада тіркелген толқындарды өзара ажырату және олардың жазылған уақыттарын дәл анықтау кинематикалық өңдеу деп аталады. Ал динамикалық өң деу нәтижесінде тербелістің амплитудалық өзгерістерін жиілігін немесе периодын, қимыл бағытын, ұзақтығьн және т. б. физикалық параметрлерін анықтауға болады

Жер сілкіну ошағы нүкте емес, оның өзіндік көлем болады. Мысалы, өте күшті жер сілкіну ошағыньщ ұзындығы ондаған, кейде жүздеген километрге дейін жетеді Егер оның проекциясын жер бетіне түсірсек, онда нүктенің орнында эпицентрлік сызық пайда болады. Ал изосейста сызықтарыньщ пішіні, осы эпицентрлік сы- зықты айнала қоршап, оның көлеміне және бағытына сәйкес орналасады.

Макросейсмикалық шкала (кесте) жер сілкінуінің бастапқы энергиясын көрсете алмайды. Ол тек дүмпудің жер бетіне жеткендегі әсерін ғана байқатады. Осыған байланысты (соңғы жылдары) жер сілкіну әрекеттерін_ зерттеу барысында, оның қарқындылығын (балл есебімен) анықтаумен қатар, бастапқы энергия мөлшеріа, анықтау жұмыстары да жүргізіледі. Ол үшін жер сілкіну ошағынан әр түрлі қашықтықта тіркелген сейсмограмма-ларды өңдеп, жан-жақты зерттеу қажет.

Әдетте, қандай тербеліс болмасын оның энергиясы тербеліс жылдамдығының квадратына тура пропорционал болатыны белгілі. Жер сілкіну энергиясын анықтау' үшін жер асты дүмпу күшінің амплитудасын, периодтылығын, тербеліс уақытын дәл білу керек. Бұл параметрлердің шамасы сейсмограммалар арқылы анықталады.

Жер сілкіну энергиясы Эрг немесе Дж бірліктерімен өлшенеді.

Жер сілкінудің қарқындылығын білумен қатар оның, магнитудасын анықтаудың ғылымда алатын орны өте зор. Магнитуда дегеніміз, жер сілкінудің (салыстырмалы) энергетикалық өлшемі екендігін жоғарыда айтып өттік.

Магнитуда мөлшері сейсмограммада жазылған толқынның (беткейлік толқын) амплитудасы мен периодын өлшеу арқылы анықталады. Әдетте, толқын амплитудасы шамамен он есе артқанда, жер сілкіну магнитудасы

172

бір өлшемге артады. Магнитудалық шкала алған негізін салған американ сейсмологы Г. Рихтердің есімімен Рихтер шкаласы деп те аталады. Бұл шкал бойынша тарихта белгілі ең күшті жойқын жер сілкінісінің магнитудасы М-8,9. Ал 1971 ж. 10 майда Жамбылда болған жер сілкінудің магнитудасы М-5,7 шамасында екендігі анықталды.

173

ҮІІІ.З. ЖЕР СІЛКІНУДІҢ ГЕОГРАФИЯЛЫҚ ТАРАЛУЫ

Жер сілкінудің географиялық таралуы барлық жерде бірдей емес екендігі бұрыннан-ақ мәлім. XX ғасырдың 60 жылдарының аяғына қарай жер сілкінуді зерттеу әдістері жетілдіріліп, оның эпицентрін дәлірек анықтауға мүмкіндік туды. Жердің сейсмикалық картасына (VIII. 7-сурет) жасалған талдау жұмыстарының нәтижесі, яғни ең басты сейсмикалық белдеулердің Тынық мұхиттық және Жерорта теңіздік (Альпі—Гималай) белдеулер екендігін көрсетеді.

Тынық мұхиттық белдеу Оңтүстік және Солтүстік Америка, Антиль, Алеут, Аляска, Камчатка, Куриль, Гавая аралдары, Жапон, Филиппин, Малайя, Жаңа Гвинея, Жаңа Зеландия және т. б. жерлерді, жалпы алғанда Тынық мұхит жағаларын түгел қамтиды. Бүкіл жер шарында болатын күшті жер сілкінулердін, алтыдан бес бөлігі немесе барлық жер сілкіністерінің 68%-і осы белдеуде байқалып тұрады. Олардың кепшілігі терең фокустық сілкіністер болып келеді.

Жерорта теңіздік (Альпі—Гималай) белдеу Жерорта теңізінің батыс жағалауларынан басталып, ендік бойымен Шығыс Азияға дейінгі аралықта созылып жатады,атап айтқанда Пиреней,Апеннин,Балқан Альпі,

174