Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Математические модели возбуждения и распространения цунами 31
1.1. Постановка задачи и построение решения в рамках упругой модели возбуждения цунами 31
1.2. Анализ условий возбуждения цунами в зависимости от параметров источника и среды 39
1.3. Расчет энергии волн цунами 42
1.4. Вычисление начальных смещений в очаговой области цунами 50
1.5. Численное моделирование возбуждения и распространения цунами в зонах островных дуг (на модельном рельефе Курило-Камчатской зоны) 57
1.6. Численное моделирование реальных исторических цунами в Тихом океане 67
1.7. Сейсмотектонические условия возбуждения цунами 72
Глава 2. Проблемы оперативного прогноза цунами 104
2.1. Методологические и технические основы и основные проблемы оперативного прогноза цунами 104
2.2. Принципы построения и общая структура автоматизированной системы предупреждения о цунами для Курило-Камчатского региона 110
2.3. Алгоритмическое и программное обеспечение системы обработки данных сейсмической подсистемы ЕАСЦ 118
2.4. Планирование сети сейсмологических наблюдений ЕАСЦ 130
2.5. О возможности использования гидрофизических данных в оперативном прогнозе цунами 135
Глава 3. Методы оценки долгосрочного цунамириска и цунамирайонирования побережья 149
3.1. Постановка задачи о цунамирайонировании побережья, основные понятия и определения, анализ существующих подходов к этой проблеме 151
3.2. Получение оценок долгосрочного цунамириска на основе вероятностного подхода для отдельных пунктов Курило-Камчатского побережья 156
3.3. Получение оценок долгосрочного цунамириска на основе детерминированного подхода (на примере цунамирайонирования Беринговоморского побережья Камчатки) 161
3.4. Новая методика цунамирайонирования побережья на основе «сейсмотектонического пробабилизма» 170
Глава 4. Исторические каталоги и базы данных по проблеме цунами 186
4.1. Типы и форматы данных, используемых для описания источников цунами и их воздействия на побережье 186
4.2. Проблемы построения баз данных по цунами и специализированных графических оболочек для них 197
4.3. Каталоги цунами в формате HTDB для Тихого и Атлантического океанов и Средиземного моря 200
4.4. Геологические методы изучения следов цунами. Возможность использования сведений о палеоцунами в каталогах и базах данных 204
Глава 5. Информационно-экспертная система «Цунами» 225
5.1. Принципы построения, область применения и структура ИЭСЦ 225
5.2. Подсистема картографической поддержки 226
5.3. Подсистема хранения и выборки данных 230
5.4. Подсистема обработки и анализа данных 234
5.5. Подсистема моделирования возбуждения и распространения цунами 238
5.6. Применение ИЭСЦ для решения задач оперативного прогноза цунами 242
5.7. Применение ИЭСЦ для изучения условий генерации цунами подводными землетрясениями Тихого океана 245
Заключение 276
Литература 278
Приложение 305
- Постановка задачи и построение решения в рамках упругой модели возбуждения цунами
- О возможности использования гидрофизических данных в оперативном прогнозе цунами
- Типы и форматы данных, используемых для описания источников цунами и их воздействия на побережье
- Применение ИЭСЦ для изучения условий генерации цунами подводными землетрясениями Тихого океана
Постановка задачи и построение решения в рамках упругой модели возбуждения цунами
Обычный подход к изучению процесса возбуждения цунами - это решение линеаризованных уравнений гидродинамики для потенциального движения идеальной тяжелой жидкости, лежащей на жестком дне. Линеаризация может быть выполнена либо в предположениях теории волн малой амплитуды, либо в предположениях теории длинных волн при пренебрежении членами конвективной инерции. В таких постановках был решен целый ряд задач о возбуждении гравитационных волн в слое несжимаемой жидкости постоянной глубины при заданных подвижках дна той или иной формы (см. библиографию к работе (Гусяков, 19786). Однако связать при этом волну цунами непосредственно с порождающим её сейсмическим очагом не представляется возможным, поскольку дно принимается жестким и его упругие свойства не учитываются.
Настоящее исследование было предпринято с целью рассмотреть процесс возбуждения цунами в рамках упругой модели и выяснить связь между свойствами волн и параметрами очага землетрясения, принятыми в сейсмологии и определяемыми из наблюдений над сейсмическими волнами, то есть глубиной, ориентацией и размерами разлома, направлением подвижки, скоростью распространения разрыва. Это определило выбор в качестве модели слоя сжимаемой жидкости, лежащего на упругом полупространстве, а в качестве уравнения движения - уравнения Ляме с учетом гравитационных членов. Колебания слоя жидкости и подстилающего полупространства получаются как решение прямой динамической задачи о возбуждении волн модельным пространственным источником с движущимся разрывом, помещенным внутри упругого полупространства. Поскольку в уравнениях движения и в граничных условиях учитывается сила тяжести, в решении присутствуют не только сейсмические, но и гравитационные волны, в том числе цунами. Это позволяет провести совместный анализ условий их возбуждения, для того, чтобы выяснить существование физических связей или корреляции между ними, которую можно было бы использовать для прогноза цунами.
Упругим колебаниям слоя жидкости, лежащем на упругом полупространстве, посвящены работы Д.И.Шермана (Шерман, 1945), Н.В.Зволинского (Зволинский, 1948) , Г.И.Петрашеня (Петрашень, 1951). В них построено точное математическое решение задачи для случая сосредоточенного воздействия типа единичной силы и центра давления. Основное внимание уделено аналитическому исследованию полученного решения и установлению качественной картины волновых процессов в дальней зоне, где общее волновой поле смещений разделяется на отдельные волны. Ряд результатов, относящихся к этой задаче и полученных с применением численных методов для анализа дисперсионного соотношения и расчета дисперсионных кривых, содержится в монографиях Л.М.Бреховских (Бреховских, 1973), И.Толстого и К.Клея (Толстой, Клей, 1969), М.Юинга (Ewing et al, 1957). Сила тяжести в этих работах не учитывалась, следовательно, гравитационные волны в жидком слое там не возникали.
Система уравнений движения и граничные условия с учетом силы тяжести были предложены Я.Шольте (Scholte, 1943). Там же, по-видимому, впервые было указано на существование гравитационного корня дисперсионного уравнения. Для рассмотрения волн цунами такой подход применил Г.С.Подъяпольский (Подъяпольский, 1968, 1978). В приближении несжимаемой жидкости им были получены оценочные формулы для смещений, справедливые на больших расстояниях от источника, в качестве которого использовалась точечная модель Набарро. Г.С.Подъяпольский тщательно исследовал математическую постановку такой задачи, показал ее соответствие двум важным предельным случаям - обычной системе динамической теории упругости в случае пренебрежения силой тяжести и линейной теории длинных волн при переходе к сжимаемой жидкости и жесткому дну. Анализируя зависимость условий образования волн цунами от параметров источника, он впервые указал на возможность существования некоторой «оптимальной» глубины его погружения.
В дальнейшем такой подход к изучению процессов возбуждения цунами использовался в работах Т.Ямашита и Р.Сато (Sato, Yamashita, 1974; 1976), С.Ворда (Ward, 1980, 1981, 1982), Р.Комера (Comer, 1983, 1984а, 1984b).; Э.Гейста (Geist, 1998). В достаточно реалистичной постановке (с использованием в качестве источника динамически распространяющейся трещины) двумерная задача о возбуждении упругих и гравитационных волн в слое сжимаемой жидкости была численно решена в работе (Островерх, Калиниченко, 1985). В последние годы ряд интересных работ по изучению возбуждения цунами с учетом сжимаемости жидкости был выполнен на физическом факультете МГУ (Носов, 1998, 2000).
Математическая постановка такой задачи может быть сформулирована следующим образом. Слой однородной сжимаемой жидкости (воды) залегает на однородном упругом полупространстве (породы земной коры) и находится в однородном поле силы тяжести. Н -толщина слоя жидкости (глубина океана). На глубине h под дном находится модельный источник, имеющий некоторые свойства реального очага землетрясения (рис. 1.1.1). Уравнение Ляме с учетом влияния поля силы тяжести записывается в виде:
Начальные условия принимаются нулевыми. В момент времени 1=0 включается источник, в качестве которого на первом этапе берутся вертикальная и горизонтальная (ориентированная вдоль оси х ) сосредоточенные силы величиной Q и S, соответственно, приложенные внутри упругого полупространства в точке с координатами (0, 0, H+h ), зависимость которых от времени вначале принимается в виде единичной ступенчатой функции Хэвисайда. Решение вспомогательной задачи об излучении упругих волн точечным источником в однородной безграничной среде определяет подынтегральные функции для падающих волн. Подынтегральные выражения для отраженных и преломленных волн являются неизвестными функциями и определяются из граничных условий.
Точное математическое решение задачи строится методом неполного разделения переменных. Этот метод хорошо разработан в трудах Г.И. Петрашеня и его сотрудников (Петрашень, 1956, 1957; Огурцов и др., 1957) и предоставляет исследователю при построении и анализе решения ряд удобств, связанных с применением результатов теории функции комплексного переменного, в частности, теории вычетов и контурного интегрирования. Поле смещений U(r,0,z,t)представляется в виде двукратных интегралов Фурье-Бесселя по волновому числу к и Лапласа-Меллина по некоторой комплексной переменной п, раздельно для падающих, отраженных от дна и преломленных волн. Решение вспомогательной задачи об излучении упругих волн точечным источником в однородной безграничной среде определяет подынтегральные функции для падающих волн. Подынтегральные выражения для отраженных и преломленных волн являются неизвестными функциями и определяются из граничных условий.
Опуская промежуточные и весьма громоздкие выкладки, приведем окончательные формулы для компонент смещения в области 0 г Н(ъ океане):
Выражение для знаменателя подынтегральных функций А(к, г]) приведено ниже (формула (1.28)). Формулы для компонент смещений от сосредоточенной силы величиной Т, ориентированной вдоль оси у , могут быть получены из (1.9)-(1.11) путем поворота системы координат на угол л/2.
Как известно (Введенская, 1959), в качестве точечных моделей очагов землетрясений могут рассматриваться дипольные силовые источники. Они могут быть представлены комбинацией двух пар сил с равными и противоположно направленными моментами, либо комбинацией двух двойных сил без моментов, действующих в одной плоскости перпендикулярно друг другу, одна из которых создает напряжение сжатия, другая - растяжения.
Поле смещений, создаваемое источником дипольного типа, может быть получено на основе решения для простых сосредоточенных сил путем дифференцирования по координатам источника. Удобнее всего эти операции выполнять в декартовой системе координат х, у, z, делая в окончательных формулах переход к цилиндрической системе. Для этого необходимо записать формулы (1.7)-(1.11) для случая сил, приложенных в произвольной точке (хо, у о , h+H) упругого полупространства, и после дифференцирования по соответствующей координате устремить XQ, у О К нулю, чтобы получить дипольный источник в прежней точке. Поскольку дифференцирование по хо и уо отличается от дифференцирования по х, у только знаком результата, в (1.7)-(1.11) можно выполнять дифференцирование вдоль осей х и у по координатам точки наблюдения, меняя знаки у окончательных выражений для того, чтобы получить правильный знак смещения.
В общем случае поле от произвольно ориентированного в пространстве диполя может быть разложено на девять составляющих, соответствующих девяти "эталонным" диполям, составленным из сил, ориентированных вдоль координатных осей х, у, z. Шесть из них -диполи с моментами, три - диполи без моментов.
Всего для трех компонент смещения получается таким образом 27 формул, любая из которых непосредственно получается из (1.7)-(1.11) путем дифференцирования по соответствующей координате. Условимся в дальнейшем обозначать тип источника двумя верхними индексами у компоненты смещения, первый из которых означает величину и направление действия силы, второй - ось, вдоль которой производилось дифференцирование. Например, Uf - х-компонента смещения от диполя с моментом, образованного силами S и -S с плечом Ау , параллельным оси у; Uf- z-компонента смещения от диполя без момента, образованного силами Q и -Q, точки приложения которых также находятся на оси z на расстоянии Az друг от друга.
Будем считать, что для всех диполей величины сил (Q, S, Т) и расстояния между точками их приложения (Ах, Ay, Az) одинаковы, их произведения (вида Ft Ах, ) будем называть величиной диполя и обозначать MQ. В работе (Burridge, Knopoff, 1964) показано, что силовая и дислокационная модели очага землетрясения эквивалентны между собой, поскольку поле смещений от бесконечно малого разрыва площади 8S совпадает с полем, которое создают в упругой среде без разрыва силовые источники, определенным образом ориентированные относительно поверхности 81. В терминах дислокационной теории
Промежуток интегрирования [О, W] по переменной г\ разбивается на п отрезков, на каждом из которых применяется формула (1.27), затем выполняется интегрирование по переменной С, с разбиением интервала [-L/2, L/2] на т отрезков. Проверка правильности и точности работы процедуры численного интегрирования в (1.26) производится путем сравнения результатов с вычислениями по явным формулам для некоторых частных случаев ориентации плоскости разрыва. Само по себе вычисление интеграла (1.26) выполняется достаточно быстро, однако с учетом затрат времени на вычисление подынтегральной функции в необходимом числе узлов общее время вычисления смещений от пространственных источников может быть довольно большим и составлять до 10-20 мин и более для ПЭВМ типа Pentium И.
Представленное формулами (1.7)-(1.11) решение описывает суммарное поле смещений, разделяющееся в пространстве и во времени на некоторое число областей относительно повышенного и резко меняющегося поля, смещения в которых соответствуют тем или иным волнам. Поскольку скорости гравитационных и упругих волн существенно отличаются друг от друга, такое разделение происходит достаточно быстро, что позволяет применять для выделения отдельных волн соответствующие математические операции, в частности, взятие вычетов в полюсах подынтегральных функций для выделения резонансных волн, к которым относятся поверхностные сейсмические и гравитационные волны. В свою очередь, это требует изучения корней дисперсионного (характеристического) уравнения, выражение для которого представляет собой знаменатель подынтегральных функций в формулах (1.7)-(1.11). Ввиду его важности в задачах этого типа приведем это уравнение полностью
О возможности использования гидрофизических данных в оперативном прогнозе цунами
Как указывалось в 2.1, основным недостатком существующих служб предупреждения о цунами является высокий процент ложных тревог. В 60-е и 70-е годы предполагалось, что ложных тревог можно избежать путем прямой регистрации цунами в открытом океане донными датчиками давления. Данный метод получил название гидрофизического прогноза цунами. Идея этого метода заключается в установке донных датчиков на краю шельфа, в 10-20 км от берега. В силу малых глубин на шельфе волна цунами преодолевает это расстояние за 10-15 мин, т.е. может быть зарегистрирована на краю шельфа примерно с той же заблаговременностью, какую обеспечивает сейсмический метод прогноза. В опубликованной в 1972 году работе С.Л.Соловьева «Методы предсказания цунами» имеется следующее высказывание: «Основным способом краткосрочного прогноза цунами, по нашему мнению, должна стать дистанционная регистрация цунами в открытом океане, до их прихода к побережью» (Соловьев, 19726, с.79).
Гидрофизический метод лег фактически в основу первоначального варианта ЕАСЦ, разрабатывавшегося в 1976-80 гг. Предполагалось, что в течение нескольких лет удастся создать и разместить в океане вдоль Курильских островов и восточного побережья Камчатки ряд так наз. притопленных измерительных комплексов (ПИК), выполняющих широкий спектр гидрофизических измерений, а также сейсмические наблюдения на дне океана. Передачу данных с донных датчиков предполагалось организовать по кабель-тросу на приповерхностный буй и далее по радиоканалу на береговые пункты сбора информации. Сейсмическим наблюдениям при этом отводилась фактически роль триггера для перевода системы в тревожный режим работы, прогноз же предполагалось делать на основе гидрофизической информации, поступающей в реальном времени в промежуточные центры и главный центр в Южно-Сахалинске (Кузьминых и др., 1984).
Работы в направлении практической проверки этого метода прогнозирования цунами проводились Гидрофизической обсерваторией ИМГиГ ДВО РАН на о-ве Шикотан в 1970-80 гг. В 10 и 20 км от берега, на глубинах, соответственно, 60 и 120 м были установлены две донных гидрофизических базы, содержащих датчики давления, скорости течения, температуры и электрического тока. Базы были связаны подводньм бронированным кабелем с береговым регистрирующим комплексом (Жак и др., 1972, 1981). Основной проблемой здесь оказалось поддержание кабельного канала связи в работоспособном состоянии. Механические воздействия в прибойной полосе вызывали постоянные разрывы кабеля, даже при использовании кабеля с двойной бронированной оплеткой. В периоды работоспособности кабеля (в основном, в летние месяцы) были зарегистрированы многочисленные (более 300) слабые (в пределах 5-Ю см) импульсные возмущения уровня океана и других гидрофизических полей в типичном для цунами диапазоне периодов (10 -100 мин). Не менее 50 из них могли быть вызваны местными землетрясениями, т.к. они имели формы колебаний цунами в близочаговой зоне и начинались в предвычисляемое время. Некоторая часть возмущений была связана с метеорологическими процессами (циклоны, шторма), природа остальных осталась неясной (Соловьев, 19726). За время наблюдений у Шикотана к острову не подошло ни одно достаточно крупное цунами, для того чтобы оно могло быть зарегистрировано береговыми мареографами, хотя в 1980 году удалось зарегистрировать слабое цунами (от землетрясения 23.02.1980г., имевшего магнитуду 6.8) с высотой 7 см на расстоянии 8 км от берега (Дыхан и др., 1981). На ближайшем к донному датчику береговом мареографе в Малокурильске это цунами было зарегистрировано с высотой 32 см (Соловьев и др., 1986).
Японское метеорологическое агентство в 1978 году осуществило первую донную кабельную постановку в районе мыса Омаэ в южной части округа Токай. Кварцевый датчик давления с разрешением 0.7 см водного столба бьш установлен в комплекте с донным сейсмографом на глубине 2200 метров и на удалении ПО км от берега. В этом проекте большое внимание было уделено сохранности кабеля в прибрежной полосе. Помимо использования двойной высокопрочной оплетки кабеля, в мелководной зоне (начиная с глубин менее 50 м) он укладывался в специально промытую в дне траншею, заполненную затем песком, а непосредственно в волноприбойной зоне (на глубинах менее 10 м) помещался внутрь железобетонного кожуха, выходящего на поверхность земли вне зоны воздействия самых сильных штормов (Bottom pressure..., 1984). Все эти меры, обеспечивающие сохранность и долговременную работу кабеля, являются весьма дорогостоящими (общая стоимость установки составила около 15 млн. долларов), кроме того, их реализация возможна лишь в условиях высокоразвитой инфраструктуры, которая имеется практически в любой точке побережья Японских островов.
Анализ записей донного датчика показал, что он способен регистрировать различные океанологические и сейсмологические явления, такие как пелагические приливы, краевые и шельфовые волны, длиннопериодные вертикальные движения земной коры, предшествующие или сопровождающие землетрясения. Однако результаты анализа накопленых измерений этого датчика, выполненные ЯМА в 1988 году, оказались весьма разочаровывающими. За десятилетний период (с 1978 по 1988г.) ни одного достоверного цунами им зарегистрировано не было. За это время в районе радиусом 200 км от места нахождения датчика произошло шесть цунамигенных землетрясений, вызвавших слабые (с высотами на берегу от 10 до 70 см) цунами. Даже волны от Чилийского землетрясения 3 марта 1985 года, записанные береговыми мареографами Японии с амплитудой 16-18 см не были выделены на записях этого датчика. Причиной этого, видимо, является высокий уровень фонового шума (с амплитудой 20-30 см), являющегося по мнению специалистов ЯМА, результатом температурной нестабильности использованного кварцевого датчика давления.
В августе 1985 года ЯМА осуществила вторую донную кабельную постановку из четырех сейсмографов и датчиков уровня, проложив 100-км кабель в юго-восточном направлении от местечка Катсуура на полуострове Босо. Оконечный комплект приборов находится на глубине 4000 м, промежуточные на глубинах 2200, 1700 и 500 метров. Все данные в непрерывном режиме передаются в штаб-квартиру ЯМА в Токио. В этой постановке был использован другой тип датчика давления, обеспечивающий большую стабильность измерений, однако, существенного повышения числа регистрации слабых цунами (в отличие от регистрации подводных землетрясений донными сейсмографами) по сравнению с сетью береговых мареографов, достигнуто не было.
По нашему мнению, причина этого заключается в особенностях генерации и распространения цунами на материковом склоне и в зоне шельфа. Как было показано в 1.5 на основе численного моделирования цунами на модельном рельефе Курило-Камчатской зоны, основной максимум цунами формируется в довольно узкой береговой зоне, шириной порядка размеров сейсмического очага (т.е. 100-150 км для типичных цунамигенных землетрясений). Вне этой зоны амплитуды цунами даже в мелководной прибрежной зоне быстро падают. Если говорить об амплитудах на глубокой воде, то они оказываются весьма малыми (в пределах первых десятков сантиметров) во всей области распространения локальных цунами и их выделение на фоне придонных шумов, характерных для краевых частей океана, обусловленных приливами, придонными течениями и различными градиентно-вихревыми волнами типа волн Кельвина, Стокса, Россби и др. (Ефимов и др., 1985; Рабинович, 1993) оказывается весьма проблематичной.
На рис.2.5.1 приведены расчетные мареограммы цунами в береговых и морских точках, рассчитанные на модельном рельефе (показанном на рис.1.5.1) для источника типа полого надвига. Если предположить наличие донного датчика, расположенного непосредственно против источника на краю шельфа (в точке 14), то его показания вполне могут использоваться для прогноза высоты цунами на участке побережья шириной примерно 100 км, находящегося непосредственно против очага. Коэффициент усиления волны при таком расположении датчика и очага составит примерно 2.5 -.3.0, т.е. для достижения высоты цунами на берегу, например, в 1 метр высота волны на краю шельфа должна быть порядка 30 см и это значение может быть выбрано в качестве порогового для срабатывания системы оповещения. Однако если подобный датчик окажется смещен по отношению к центру очага всего лишь на 50 км (точка 13), то измеренная высота волн на нем окажется менее 10 см, порог срабатывания не будет достигнут, тем не менее, цунами на ближайшем побережье превысит высоту 1 м. Как известно, по сейсмическим данным определяется только положение гипоцентра (т.е. точки начала разрыва), при этом истинное положение источника цунами относительно него остается неизвестным (по крайней мере, в течение всего времени выполнения тревожных операций). Следовательно, неизвестным остается и фактическое значение коэффициента усиления, которое следует использовать при оценке возможной высоты цунами на берегу.
Типы и форматы данных, используемых для описания источников цунами и их воздействия на побережье
Этот параграф посвящен обсуждению одного из важнейших вопросов, возникающих при создании баз данных - вопросу о выборе необходимых параметров описания цунами и форматах их представления в БД. Анализируется набор параметров, используемый в современной сейсмологии для описания очагов землетрясений. Подробно исследуется вопрос о параметрах описания волн цунами, как в очаговой области, так и в береговых точках наблюдения, в частности, вопрос о рациональной шкале для измерения интенсивности (силы) цунами. Рассмотрение этого вопроса ведется с точки зрения применимости шкал для всего исторического диапазона наблюдений цунами, который для некоторых цунамигенных регионов (например, Средиземноморского) достигает 2-3.5 тыс. лет. Естественно, что качество и полнота данных на столь широком временном интервале существенно различаются. В завершение параграфа дается описание формата HTDB (Historical Tsunami DataBase), разработанного в рамках настоящего исследования и ставшего фактически международным стандартом, рекомендованным к использованию МОК ЮНЕСКО (Summary Report..., 2000).
Одной из первых проблем, возникающих при создании каталога наблюдений цунами, является выбор его рациональной структуры и определение набора параметров описания цунами. Каталог цунами в параметрической форме представляет собой, по существу, таблицу, столбцами которой служат параметры, используемые для характеристики события, а строками - записи, представляющее конкретное цунамигенное событие. Определение необходимого набора параметров является при этом ключевым вопросом, определяющим полноту, качество и эффективность использования каталога при решении различных задач.
Структура данных наблюдений цунами такова, что они естественным образом могут быть разделены на две части: (1) данные, относящиеся к очагу цунами и (2) данные о высотах, периодах и других параметрах проявления цунами на побережье. Количество данных о высотах для одного события может варьироваться в весьма широких пределах - от единственного указания, часто с весьма неопределенной локализацией (например, восточное побережье о-ва Ява) до нескольких сотен наблюдений с точной географической привязкой (что характерно для событий последних лет, записываемых развитой сетью цифровых мареографов по всему Тихому океану). Естественным поэтому является разделение каталога цунами также на две части - каталога цунамигенных событий и каталога наблюденных высот цунами. Связь между ними осуществляется по ключу, однозначным образом идентифицирующему запись в каждом каталоге. В качестве такого ключа удобно использовать, например, 15-значное целое число, представляющее собой полную дату события, которая включает также время его возникновения (с точностью до секунд), поскольку события в каталогах упорядочиваются именно по дате и времени их возникновения. С помощью такого ключа можно однозначно идентифицировать любое событие, происшедшее в интервале от 9999 года до н.э. до 9999 года н.э.
При создании полного исторического каталога цунами для Тихого океана были проанализированы форматы существующих каталогов и баз данных, в частности, базы данных по цунами Национального центра данных по геофизике в Боулдере, Колорадо (Dunbar, Lockridge, 1995) и европейской базы данных, составленной в рамках программы GITEC (Tinti et al., 1998), с точки зрения применимости их ко всем регионам мирового океана и ко всему временному диапазону наблюдений цунами. Последнее является весьма важным, поскольку для таких цунамигенных регионов, как Средиземное море, большая часть наблюдений относится в доинструментальной эре, параметризация которых (например, оценка интенсивности цунами) основывается на других принципах (и даже шкалах интенсивности) нежели параметризация наблюдений современных событий.
Поскольку большинство цунами (до 85% случаев) являются результатом подводных землетрясений, за основу формата каталога цунамигенных событий были взяты параметры описания сейсмологического источника, т.е. дата, время, координаты эпицентра, глубина очага, некоторый набор магнитуд. Они были дополнены параметрами, относящимися собственно к цунами, такими как интенсивность и магнитуда цунами, максимальная высота, количество наблюдений высот, причина возникновения (тип источника) цунами, балл достоверности события и др. Важнейшим среди них является параметр, характеризующий энергетический масштаб события - его магнитуда или интенсивность проявления на берегу. Применительно к проблеме цунами этот вопрос оказывается весьма сложным и к тому же недостаточно освещенным в литературе, поэтому на нем следует остановиться несколько подробнее.
Для сравнения различных цунами между собой необходима та или иная количественная шкала для измерения их силы или интенсивности. В вопросе о количественной мере интенсивности цунами до сих пор, к сожалению, существует определенная путаница, связанная, в первую очередь, с недостаточно четким представлением о том, к какому из двух основных типов шкал (интенсивности или магнитуды) относится та или иная шкала. Напомним, что в сейсмологии различные магнитудные шкалы (шкала Рихтера, шкалы т , Ms, Мі, Мцг, ME) используются для характеристики суммарной энергии очага (Магнитуда ..., 1974), тогда как шкалы интенсивности (балльности) землетрясений (шкалы Маллета, Меркалли, Омори, MKS, MSK-64) используются для количественного описания эффекта землетрясения в определенной точке земной поверхности (Медведев, 19686). При этом каждое землетрясение характеризуется одним определенным значением по той или иной магнитудной шкале, но может иметь множество значений интенсивности (среди которых, впрочем, может выделяться одно, как правило, максимальное, в качестве характеристики самого землетрясения, тогда говорят, например, о 7-балльном землетрясении).
Очевидно, что наилучшим параметром для сравнения различных цунами между собой было бы общее количество энергии, переносимой этими волнами. Однако сложность сколько-нибудь надежного вычисления энергии цунами по немногим имеющимся их записям береговыми мареографами или по измерениям высот наката волн в отдельных береговых пунктах делает невозможным практическое использование такой шкалы. Взамен применяются несколько шкал интенсивности цунами, введенных в разное время различными авторами.
Исторически первой шкалой для качественной классификации цунами по их проявлению на побережье была шкала А.Зиберга (Sieberg, 1927). Она состояла из четырех описательных баллов (катастрофические, умеренные, слабые и незаметные цунами), и не содержала каких-либо количественных параметров классификации цунами. Н.Амбрези (Ambraseys, 1962) взял за основу ту же шкалу, но подразделил верхний бал на три балла, в результате чего вся шкала стала шестибальной. Эта шкала была использована (и используется до сих пор) при составлении каталогов средиземноморских цунами, в исторических описаниях которых подчас отсутствуют какие-либо количественные характеристики. Обе эти шкалы основываются на описаниях локальных макроскопических эффектов (главным образом, повреждений и ущерба) воздействия цунами на побережье, т.е. являются типичными шкалами интенсивности. Однако использовались они в каталогах с самого начала для характеристики цунамигенных событий в целом, т.е. как магнитудные шкалы. Такое использование носило, конечно, вынужденный характер, поскольку для многих старых исторических событий имеющиеся данные о проявлениях цунами, как правило, весьма скудны и получить на их основе какие-либо количественные характеристики источника цунами сложно.
Другая шкала для классификации цунами по их силе была предложена и использована при составлении одного из первых каталогов японских цунами А.Имамурой (Imamura, 1942). Она была также описательной, состояла из пяти баллов (т = О - 4), но и в описаниях баллов уже использовались некоторые численные характеристики проявления цунами - высота волн на побережье и протяженность участка берега, подвергшегося заливанию. При этом Имамура назвал ее шкалой магнитуд цунами (tsunami magnitude), очевидно, по аналогии с магнитудой землетрясений, хотя, будучи основанной на наблюдаемых эффектах проявления цунами на побережье, эта шкала по своему физическому смыслу является аналогом не магнитуды, а интенсивности землетрясений. В дальнейшем этой шкалой пользовался К.Иида (Iida, 1963а), который впервые увязал номер балла с высотой максимального наката волн на побережье, выраженной в метрах
Применение ИЭСЦ для изучения условий генерации цунами подводными землетрясениями Тихого океана
В этом параграфе описываются результаты исследований условий генерации цунами, выполненных на основе данных исторических наблюдений цунами, собранных в составе ИЭСЦ.
Одним из самых важных для проблемы оперативного прогноза цунами является вопрос об эффективности возбуждения цунами подводными землетрясениями различной магнитуды. Хотя из диаграммы I(Ms), представленной на рис. 1.7.2, можно сделать вывод, что такая зависимость интенсивности цунами от магнитуды землетрясения практически отсутствует, более детальное рассмотрение показывает, что с ростом магнитуды доля цунамигенных землетрясений в общем числе подводных землетрясений все же заметно увеличивается. Начиная примерно с магнитуды 8.0, все подводные землетрясения становятся в той или иной мере цунамигенными, хотя вариации в интенсивности цунами остаются значительными.
На рис.5.7.1 показаны доли цунамигенных землетрясений в общем числе тихоокеанских землетрясений с глубинами очагов в пределах верхних 100 км, происшедших в Тихом океане с 1991 по 2001 гг. (вверху) и с 1960 по 1990 гг. (внизу). Разбиение всего временного диапазона на два интервала вызвано прежде всего существенным различием в качестве и полноте данных для этих периодов. В первую очередь это касается оценок интенсивности цунами. Благодаря начатой в 90-е годы практике проведения международных экспедиций по изучению последствий сильных цунами для этого периода имеется большое число точных измерений высот цунами на побережье, что дает возможность достаточно надежного вычисления балла интенсивности цунами (с погрешностью порядка ±0.2). При выполнении таких вычислений для событий за предшествующие годы их точность и надежность существенно падает, поскольку для большинства событий, за исключением, быть может, самых крупных, данные наблюдений о высотах носят разрозненный характер и не всегда можно гарантировать, что в них присутствуют наиболее информативные измерения. Поэтому точность оценок интенсивности цунами для этого периода составляет в лучшем случае ±0.5 балла. Кроме того, в последнее десятилетие существенно улучшился мониторинг слабых цунами, обнаруживаемых только на записях мареографов, что дает возможность хотя бы грубо (с точностью до ±1) оценивать и сравнивать их интенсивность.
При подсчете числа землетрясений в этом исследовании учитывались все землетрясения, происшедшие непосредственно под водой, а также землетрясения, эпицентры которых располагались в береговой части суши на удалении от берега в пределах 100 км для событий с М 8.0 и 200 км для событий с А/ 8.0.
По величине интенсивности все цунамигенные события были разбиты на три группы:
сильные с 7 1.5, что соответствует средней высоте волн Hav 3 т,
умеренные с -0.5 / 1.5 (0.5 Яот Зт),
слабые с / -0.5 (Hav 0.5т) и не имеющие балла интенсивности.
Как видно из диаграммы на рис.5.7.1, доля цунамигенных событий монотонно увеличивается с ростом магнитуды, достигая 100% для землетрясений с магнитудами выше 8.0. В диапазоне магнитуд 7.0-7.4 лишь около 35% всех подводных землетрясений оказываются цунамигенными, причем доля опасных цунами составляет не более 10%. Однако именно из-за этих 10% событий магнитудный порог в региональных СПЦ приходится устанавливать на уровне М=7.0. Если просуммировать доли цунамигенных землетрясений в трех диапазонах магнитуд, превышающих 7.0, то можно оценить ожидаемую эффективность (оправдываемость) прогнозов, которая при этом пороговом уровне составляет порядка 40%. Если же учесть, что выпущенное предупреждение при высоте цунами менее 0.5 метра будет рассматриваться населением как ложное, то эффективность сейсмического прогноза снижается до 20%. Этот факт имеет фундаментальное значение для проблемы оперативного прогноза цунами, показывая, что добиться более высокой эффективности службы, основанной только на сейсмических наблюдениях, по-видимому, нельзя. Технические и методические усовершенствования работы СПЦ могут улучшить показатели ее работы, но не смогут преодолеть этот принципиальный недостаток, вытекающий из стохастической природы процесса возбуждения цунами.
Данные за 1960-1990 гг. имеют те же порядки величин, однако доля нецунамигенных событий во всех магнитудных диапазонах оказывается выше. Более того, такие события присутствуют в верхнем диапазоне магнитуд (Ms 8.0), что говорит о неполноте сведений о слабых и умеренных цунами, поступавших даже в эти, относительно недавние годы, из многих районов Тихого океана.
Приведенные на рис.5.7.1 данные относятся ко всему Тихому океану. Представляет интерес рассмотреть вариации доли цунамигенных землетрясений по основным цунамигенным регионам Тихого и Атлантического океанов. Границы этих регионов показаны на рис.5.7.2. Такие данные представлены на рис.5.7.3 для девяти цунамигенных регионов в Тихом океане и на рис.5.7.4 для трех в Атлантическом (включая Средиземноморский регион). В качестве потенциально цунамигенных событий рассматривались подводные землетрясения с магнитудами Ms 7.0 и глубинами очагов /КІ00 км. Поскольку более детальное разбиение по магнитудным интервалам событий здесь не проводилось, временной интервал для этого анализа был расширен до последних 100 лет (с 1901 по 2000 гг.), что примерно соответствует инструментальному периоду сейсмологических наблюдений. Разбиение цунамигенных событий по величине интенсивности цунами было принято таким же, как на рис.5.7.1 (т.е. на сильные, умеренные, слабые и не имеющие балла интенсивности события). При этом при подсчете числа цунамигенных событий в каждом диапазоне интенсивности выборка по магнитуде не проводилась, так что в каждом из них могли оказаться цунами, вызванные землетрясениями с магнитудами менее 7.0.
В среднем по Тихому океану 58% подводных землетрясений с М 7 и глубинами очагов менее 100 км оказываются цунамигенными с долями сильных умеренных и слабых цунами в 7%, 17% и 34%, соответственно (крайний левый столбец на рис.5.7.4). Однако региональные вариации этой доли весьма существенны, от 38% (регион Новая Зеландия -Тонга) до 83% (Южная Америка). При этом можно заметить отчетливую тенденцию, состоящую в том, что регионы, расположенные в экваториальных областях (Филиппины, Индонезия, Новая Гвинея - Соломоновы о-ва), имеют повышенную цунамиэффективность, сравнительно с регионами островных дуг типа Курило-Камчатской, Алеутской, Японской. По нашему мнению, этот факт связан с тем, что вклад обвальной компоненты в возбуждение цунами в этих районах существенно выше. В свою очередь, это связано с повышенными скоростями осадконакопления в этих областях океана, находящихся целиком в пределах экваториальной гумидной зоны, куда сгружается основная часть (более 50%) всего взвешенного материала с суши (Лисицын, 1988). Для этой же зоны характерна наибольшая биопродуктивность, что приводит к увеличению скоростей осадконакопления в десятки раз сравнительно, например, с северными и южными аридными зонами. Важно также, что «в экваториальной гумидной зоне высокие темпы поставки терригенного материала сочетаются с его дальним разносом, что обусловлено тонкостью частиц взвеси, приносимых тропическим реками» (Лисицын, 1974, с.227).
Наиболее высокая цунамиэффективность (83%) оказывается у южноамериканского региона, где очаги цунамигенных землетрясений расположены наиболее близко к суше. Для этого региона характерно наличие больших уклонов дна, а также высокий коэффициент терригенного смыва (благодаря большим уклонам суши и наличию ледников в горной цепи Анд, питающих многочисленные реки с высокими скоростями течения). В этой же зоне с максимально возможной силой проявляется волновая абразия берегов, что служит дополнительным источником взвешенного материала, выпадающего затем на дно в виде осадков. Как противоположность этому, наиболее удаленный от областей массового поступления терригенных осадков регион Новая Зеландия - Тонга имеет наиболее низкую цунамиэффективность (38%).
Ранее в работах (Соловьев, 1989; Koyama, Kosuga, 1985) отмечался факт повышенной (сравнительно с тихоокеанскими) цунамиэффективности землетрясений в окраинных морях типа Японского, Охотского, Средиземного. Причину этого искали в особенностях механизмов очагов этих землетрясений, а также в меньших (в среднем) глубинах, на которых они происходят. По нашему мнению основная причина этого заключается в более высоком потенциале лавинообразования в окраинных морях, связанном с резко повышенными (вплоть до ураганных, как, например, в Желтом море) скоростями осадконакопления сравнительно с открытыми областями океана (Лисицын, 1988), и, как следствие, наличием на их дне мощных толщ слабоконсолидированных осадков. Достаточно характерным в этом плане является соотношение долей цунамигенных событий между двумя частями Японского региона, принадлежащим тихоокеанскому и япономорскому бассейнам (рис.5.7.4). Для цунами, возникающих в Японском море эта доля составляет 58%), тогда как для тихоокеанских цунами - 49%.
