Глубокое землетрясение - Deep-focus earthquake

А глубокофокусное землетрясение в сейсмология (также называемое плутоническим землетрясением) землетрясение с гипоцентр глубина более 300 км. Они встречаются почти исключительно в сходящиеся границы в связи с субдуцированными океаническими литосфера. Они расположены вдоль падающей табличной зоны под зоной субдукции, известной как Зона Вадати – Бениофф.[1]

Открытие

Предварительные доказательства существования глубокофокусных землетрясений были впервые представлены вниманию научного сообщества в 1922 г. Герберт Холл Тернер.[2] В 1928 г. Кию Вадати доказал существование землетрясений, происходящих далеко под литосферой, опровергнув представление о том, что землетрясения происходят только с небольшой глубиной очага.[3]

Сейсмические характеристики

Глубокие землетрясения вызывают минимальную поверхностные волны.[3] Их очаговая глубина снижает вероятность возникновения землетрясений. сейсмическая волна движение с энергией, сосредоточенной на поверхности. Путь глубокофокусных сейсмических волн землетрясений от очага до станции регистрации проходит через неоднородные верхняя мантия и очень изменчивый корка только однажды.[3] Следовательно, объемные волны претерпевают меньше затухание и реверберация чем сейсмические волны от неглубоких землетрясений, приводящие к резким пикам объемных волн.

Механизмы очага

Картина энергетического излучения землетрясения представлена решение тензора момента, который графически представлен диаграммами пляжного мяча. Взрывной или имплозивный механизм создает изотропный сейсмический источник. Скольжение по плоской поверхности разлома приводит к так называемому источнику с двойной парой. Равномерное движение наружу в одной плоскости из-за нормального сокращения дает рост, известный как скомпенсированный линейный вектор. диполь источник.[3] Было показано, что глубокофокусные землетрясения содержат комбинацию этих источников. Механизмы очагов глубоких землетрясений зависят от их положения в субдуцирующих тектонических плитах. На глубинах более 400 км преобладает сжатие по падению, в то время как на глубинах 250-300 км (что также соответствует минимуму числа землетрясений в зависимости от глубины) режим напряжений более неоднозначен, но ближе к напряжению по падению.[4][5]

Физический процесс

Мелкофокусные землетрясения являются результатом внезапного выброса энергия деформации построенный со временем в скале хрупкое разрушение и фрикционное скольжение по плоским поверхностям.[6] Однако физический механизм глубокофокусных землетрясений изучен недостаточно. Субдуцированная литосфера с учетом давление и температура режим на глубинах более 300 км не должен демонстрировать хрупкое поведение, а скорее должен реагировать на напряжение путем Пластическая деформация.[3] Было предложено несколько физических механизмов зарождения и распространения глубокофокусных землетрясений; однако точный процесс остается нерешенной проблемой в области глубинной сейсмологии.

В следующих четырех подразделах изложены предложения, которые могут объяснить физический механизм возникновения глубоких землетрясений. За исключением твердого-твердого фазовые переходы, предлагаемые теории механизма очага глубоких землетрясений имеют одинаковое значение в современной научной литературе.

Фазовые переходы твердое тело-твердое тело

Самый ранний из предложенных механизмов генерации глубокофокусных землетрясений - это взрыв за счет фазового перехода материала в более высокую плотность, фаза меньшего объема.[3] В оливин -шпинель Считается, что фазовый переход происходит на глубине 410 км в недрах Земли. Эта гипотеза предполагает, что метастабильный оливин в океанической литосфере, погруженный на глубины более 410 км, претерпевает внезапный фазовый переход в структуру шпинели. Увеличение плотности из-за реакции вызовет взрыв, что приведет к землетрясению. Этот механизм был в значительной степени дискредитирован из-за отсутствия значимого изотропный сигнатура в тензорном решении момента глубокофокусных землетрясений.[1]

Обезвоживание, охрупчивание

Реакции дегидратации минеральных фаз с высоким массовым содержанием воды увеличивают поровое давление в субдуцированной океанической литосферной плите. Этот эффект снижает эффективное нормальное напряжение в плите и позволяет проскальзывать по уже существующим плоскостям разлома на значительно большей глубине, которая обычно возможна.[1] Несколько рабочих[ВОЗ? ] предполагают, что этот механизм не играет существенной роли в сейсмической активности за пределами глубины 350 км из-за того, что большинство реакций дегидратации завершатся при давлении, соответствующем глубине от 150 до 300 км (5-10 ГПа).[1]

Трансформационный разлом или противоударный разлом

Трансформационные разломы, также известные как трещинные разломы, являются результатом фазового перехода минерала в фазу с более высокой плотностью, происходящего в ответ на напряжение сдвига в мелкозернистой зоне сдвига. Преобразование происходит в плоскости максимального напряжения сдвига. Затем вдоль этих плоскостей слабости может произойти быстрое расслоение, что приведет к землетрясению по механизму, подобному мелкофокусному землетрясению. Метастабильный оливин, прошедший мимо оливин-вадслеит переход на глубине 320--410 км (в зависимости от температуры) является потенциальным кандидатом на такие неустойчивости.[3] Аргументы против этой гипотезы включают требования, что область разломов должна быть очень холодной и содержать очень мало гидроксильных групп, связанных с минералами. Более высокие температуры или повышенное содержание гидроксила исключают метастабильную сохранность оливина до глубины самых глубоких землетрясений.

Сдвиговая нестабильность / термический разгон

Сдвиговая нестабильность возникает, когда в результате пластической деформации тепло выделяется быстрее, чем может быть отведено. Результат тепловой разгон, а положительный отзыв петля нагрева, разупрочнения материала и локализации деформации в зоне сдвига.[3] Продолжающееся ослабление может привести к частичному плавлению вдоль зон максимального напряжения сдвига. Неустойчивость пластического сдвига, приводящая к землетрясениям, не была зарегистрирована в природе, и не наблюдалась в природных материалах в лаборатории. Следовательно, их актуальность для глубоких землетрясений заключается в математических моделях, которые используют упрощенные свойства материалов и реологию для моделирования природных условий.

Зоны глубокого землетрясения

Основные зоны

Восточная Азия / Западная часть Тихого океана

На границе Тихоокеанская плита и Охотск и Филиппинские морские плиты является одним из самых активных регионов мира с глубинными землетрясениями, вызывая множество сильных землетрясений, включая Mш  8.3 Землетрясение на Охотском море 2013 г.. Как и во многих других местах, землетрясения в этом регионе вызваны внутренними напряжениями на субдуцированной Тихоокеанской плите, поскольку она продвигается глубже в мантию.

Филиппины

Зона субдукции составляет большую часть границы Филиппинская морская плита и Тарелка Сунда, вина частично ответственна за подъем Филиппины. Самые глубокие участки Филиппинской морской плиты вызывают землетрясения на глубине до 675 километров (419 миль) от поверхности.[7] Известные глубокофокусные землетрясения в этом регионе включают Mш 7,7 землетрясения 1972 года и Mш 7.6, 7.5 и 7.3 Землетрясения на Минданао 2010 г..

Индонезия

В Австралийская тарелка субдукты под Тарелка Сунда, создавая поднятие над большей частью южных Индонезия, а также землетрясения на глубине до 675 километров (419 миль).[8] Известные глубокофокусные землетрясения в этом регионе включают Mш Землетрясение силой 7,9 балла в 1996 г.ш Землетрясение 7,3 в 2006 году.

Папуа-Новая Гвинея / Фиджи / Новая Зеландия

Безусловно, самая активная зона глубокофокусных разломов в мире вызвана Тихоокеанская плита подчинение под Австралийская тарелка, Тарелка Тонга, и Кермадек Тарелка. Землетрясения были зарегистрированы на глубине более 735 километров (457 миль),[9] самый глубокий на планете. Большая область субдукции приводит к широкой полосе глубокофокусных землетрясений с центром в Папуа - Новая Гвинея к Фиджи к Новая Зеландия, хотя угол столкновения плит вызывает наибольшую активность в районе между Фиджи и Новой Зеландией, с землетрясениями магнитудой Mш 4.0 или выше, происходящие почти ежедневно.[10] Известные глубокофокусные землетрясения в этом регионе включают Mш  Землетрясение 8,2 и 7,9 в 2018 г., а Mш Землетрясение 7,8 1919 г.

Анды

Субдукция Плита Наска под Южноамериканская плита, помимо создания Анды горный массив, также создал ряд глубоких разломов под поверхностью Колумбия, Перу, Бразилия, Боливия, Аргентина, и даже на восток до Парагвай.[11] Землетрясения часто происходят в регионе на глубине до 670 километров (420 миль) от поверхности.[12] Здесь произошло несколько сильных землетрясений, в том числе Mш  8.2 Землетрясение 1994 года в Боливии (Глубина 631 км), Mш  8.0 Землетрясение 1970 года в Колумбии (Глубина 645 км) и Mш 7.9 1922 г., землетрясение в Перу (глубина 475 км).

Незначительные зоны

Гранада, Испания

Примерно 600–630 километров (370–390 миль) под городом Гранада на юге Испания, в современной истории было зарегистрировано несколько сильных землетрясений, в частности, с магнитудой Mш Землетрясение 7,8 в 1954 г.,[13] и Mш Землетрясение силой 6,3 балла в 2010 году. Поскольку Испания не находится вблизи каких-либо известных зон субдукции, точная причина постоянных землетрясений остается неизвестной.[14]

Тирренское море

В Тирренское море к западу от Италия является хозяином большого количества глубоких землетрясений на глубине до 520 километров (320 миль) от поверхности.[15] однако очень мало землетрясений происходит в регионе глубиной менее 100 километров (62 миль), большинство из которых происходит на глубине около 250–300 километров (160–190 миль). Из-за отсутствия мелких землетрясений считается, что разлом возник из древней зоны субдукции, которая начала субдукцию менее 15 миллионов лет назад и в основном закончилась около 10 миллионов лет назад, больше не видимая на поверхности.[16] Из-за рассчитанной скорости субдукции причиной субдукции, вероятно, была внутренняя нагрузка на Евразийская плита, а не из-за столкновения Африканский и Евразийские плиты, причина современной субдукции близлежащих Эгейское море и Анатолийский микропланшеты.

Афганистан

На северо-востоке Афганистан время от времени происходит ряд землетрясений средней интенсивности на глубине до 400 километров (250 миль).[17] Они вызваны столкновением и субдукцией Индийская тарелка под Евразийская плита, самые глубокие землетрясения сконцентрированы на самых дальних субдуцированных участках плиты.[18]

Южные Сандвичевы острова

В Южные Сандвичевы острова между Южная Америка и Антарктида являются хозяевами ряда землетрясений глубиной до 320 километров (200 миль).[19] Они вызваны субдукцией Южноамериканская плита под Южная сэндвич-плита.[20]

Заметные глубокофокусные землетрясения

Самое сильное глубокофокусное землетрясение в сейсмической записи имело магнитуду 8,3 балла. Охотоморское землетрясение это произошло на глубине 609 км в 2013 г.[21] Самым глубоким землетрясением из когда-либо зарегистрированных было небольшое землетрясение силой 4,2 балла в Вануату на глубине 735,8 км в 2004 году.[22]

Рекомендации

  1. ^ а б c d Фролих, Клифф (1989). «Природа глубокофокусных землетрясений». Ежегодный обзор наук о Земле и планетах. 17: 227–254. Bibcode:1989AREPS..17..227F. Дои:10.1146 / annurev.ea.17.050189.001303.
  2. ^ Грин, Гарри У. (995). «Механика глубоких землетрясений». Ежегодный обзор наук о Земле и планетах. 23: 169. Дои:10.1146 / annurev.earth.23.1.169.
  3. ^ а б c d е ж грамм час Frohlich, Клифф (2006). Глубокие землетрясения. Издательство Кембриджского университета. ISBN  978-0-521-82869-7.[страница нужна ]
  4. ^ Isacks, Брайан; Мольнар, Питер (сентябрь 1969). "Механизмы мантийных землетрясений и опускание литосферы". Природа. 223 (5211): 1121–1124. Bibcode:1969Натура.223.1121I. Дои:10.1038 / 2231121a0.
  5. ^ Василиу, М. (Июль 1984 г.). «Состояние напряжений в погружающихся плитах, выявленных землетрясениями, проанализировано с помощью инверсии тензора момента». Письма по науке о Земле и планетах. 69 (1): 195–202. Bibcode:1984E и PSL..69..195V. Дои:10.1016 / 0012-821X (84) 90083-9.
  6. ^ Кири, Филипп; Кейт А. Клепейс; Фредерик Дж. Вайн (2013). Глобальная тектоника (3-е изд.). Джон Вили и сыновья. ISBN  978-1-118-68808-3.[страница нужна ]
  7. ^ «М 4.8 - Целебес Море». earthquake.usgs.gov. Получено 26 декабря 2019.
  8. ^ «М 4.6 - Банда Си». earthquake.usgs.gov. Получено 26 декабря 2019.
  9. ^ «М 4.2 - регион Вануату». earthquake.usgs.gov. Получено 26 декабря 2019.
  10. ^ «Последние землетрясения». earthquake.usgs.gov. Получено 26 декабря 2019.
  11. ^ Hayes, Gavin P .; Смочик, Григорий М .; Benz, Harley M .; Ферлонг, Кевин П .; Вильясеньор, Антонио (2015). «Сейсмичность Земли 1900-2013 гг., Сейсмотектоника Южной Америки (регион плиты Наска)». Отчет об открытом файле. Дои:10.3133 / ofr20151031E.
  12. ^ «М 3,7 - Акко, Бразилия». earthquake.usgs.gov. Получено 26 декабря 2019.
  13. ^ «М 7.8 - Гибралтарский пролив». earthquake.usgs.gov. Получено 26 декабря 2019.
  14. ^ "Загадка глубин Испании". seismo.berkeley.edu. Получено 26 декабря 2019.
  15. ^ «М 3.7 - Тирренское море». earthquake.usgs.gov. Получено 26 декабря 2019.
  16. ^ Андерсон, H .; Джексон, Дж. (1 декабря 1987 г.). «Глубокая сейсмичность Тирренского моря». Международный геофизический журнал. 91 (3): 613–637. Bibcode:1987 GeoJ ... 91..613A. Дои:10.1111 / j.1365-246X.1987.tb01661.x.
  17. ^ «M 5.0 - 4 км к юго-востоку от Ашкашама, Афганистан». earthquake.usgs.gov. Получено 26 декабря 2019.
  18. ^ «Причина землетрясения в Афганистане - глубокая тайна». Новости National Geographic. 26 октября 2015 г.. Получено 26 декабря 2019.
  19. ^ «M 4.3 - 132 км к северо-западу от острова Бристоль, Южные Сандвичевы острова». earthquake.usgs.gov. Получено 26 декабря 2019.
  20. ^ Vanneste, Lieve E .; Лартер, Роберт Д. (июль 2002 г.). «Субдукция отложений, субдукционная эрозия и режим деформации в северной части преддуги Южного Сэндвича». Журнал геофизических исследований: твердая Земля. 107 (B7): ЭПМ 5-1 – ЭПМ 5-24. Bibcode:2002JGRB..107.2149V. Дои:10.1029 / 2001JB000396.
  21. ^ «М8.3 - Охотское море». USGS. 2013-05-25. Получено 2013-05-25.
  22. ^ «М 4.2 - Вануату». earthquake.usgs.gov. Получено 2018-01-22.