Чому ми не можемо передбачити землетруси на Півдні
Щоразу, коли земля тремтить, а землетрус спричинює хаос, громадськість задає одне і те ж питання: чому наука не може цього передбачити? Щоб пояснити цю складність, нам слід спочатку зрозуміти, що відбувається під час цих подій.
Що таке землетрус? З часів великого землетрусу в Сан-Франциско в 1906 р., Як відомо, це відбулося внаслідок раптового ковзання (розриву) вздовж розлому, що обмежує два блоки скелі.
Спочатку руху тектонічних плит, які рухаються на кілька сантиметрів на рік у різних напрямках, породжують накопичення напружень: вони зосереджені на механічних розривах у літосфері (частині земної кори). Або на розломі, межі між двома тектонічними блоками, які рухаються відносно один одного.
Ці блоки мають повільне і регулярне відносне переміщення. Якби контакт між двома блоками (несправність) був "плавним" або не мав опору, блоки постійно ковзали. І навпаки, якщо тертя через шорсткість контакту перешкоджає або уповільнює цей рух, то несправність не ковзає: воно блокується.
Нечутливі до того, що відбувається поблизу їхніх кордонів, плити завжди рухаються з однаковою швидкістю. Таким чином, їх кордони будуть рухатися, накопичуючи пружну деформацію, створену контрастом між зміщенням у «далекому полі» (тобто на певній відстані від меж пластини) та блокуючим (повним або частковим) локальним.
Еластичний матеріал, що становить пластину, накопичуватиме деформацію до тих пір, поки не буде достатньо, щоб "перестрибнути" завал на розломі: це землетрус. Після цього несправність знову заблокується, і цикл повільно накопичуватиметься - сейсмічний розрив повторюватиметься необмежено довго.
Тектонічний ландшафт: Ісландію перетинає Серединно-Атлантичний розрив, перелом земної кори, що розділяє тектонічні плити Америки та Європи. Unsplash/Pixabay
Послаблення обмежень
Отже, деформація на краю плит буде представляти типову криву «пилоподібності», що чергуватиме тривалі періоди блокування з накопиченням деформації та короткі моменти майже миттєвих переміщень, що відповідають розриву та розслабленню напружень.
Найпростіші моделі, створені у 1980-х роках, базувались на регулярному циклі з повторенням подібних землетрусів (ми говоримо про характерний землетрус) через постійні інтервали часу (ми говоримо про періоди повторення чи повернення).
Здається, ця модель працює в деяких випадках, але існують більш складні ситуації. З одного боку, землетрус не обов'язково поглинає всю накопичену деформацію. З іншого боку, закони тертя на площині розлому досить складні, щоб уявити, що вони можуть змінюватися протягом циклів, наприклад, збільшуючись, якщо землетрус затримується, або навпаки, зменшуючись, якщо він був особливо потужним.
Ці механізми позитивного зворотного зв'язку приводять до уявлення про існування тривалих періодів спокою (тобто, що несправність застрягло через тертя, яке тим сильніше, що воно посилюється з часом), за яким слідують каскади землетрусів різної величини ( несправність ламається тим легше, що нещодавно зламалася). Лише через достатньо тривалий час, накопичуючи безліч різних сейсмічних циклів, кумулятивний зсув буде порівнянним з довгостроковою швидкістю тектонічних плит.
Труднощі прогнозування
Як за цих умов передбачити виникнення землетрусів? Вправа заснована на понятті часу повернення. Ми маємо уявлення про сейсмічні рецидиви в історії (іноді тисячоліття, частіше кілька сотень років), а також через дослідження античних часів, відомих як палеосейсмічність (кілька тисячоліть).
У простому випадку стабільного повторення характерного землетрусу, встановленого протягом декількох циклів, можна передбачити, що наступний землетрус наблизиться до характерного землетрусу і відбудеться в кінці періоду повернення.
Сейсмічна активність Паркфілда під час землетрусу 2004 р. USGS/Wikimedia
Ми говоримо про довгострокове прогнозування, далеко не ідеальне. Приклад розлому Паркфілда (Каліфорнія) показує, що слід враховувати великі невизначеності, доки триває період повернення.
У всіх інших випадках прогноз буде обмежений визначенням місця та розміру заблокованої зони, яка накопичує деформації, а також величини деформації, накопиченої з часом у цій зоні, але не дозволить сформулювати жодної гіпотези щодо розміру і дату наступного землетрусу.
Статистичний підхід
Тим не менш, довгострокові повторення землетрусів можуть бути оцінені статистично, в регіональному масштабі, не знаючи сейсмічного циклу кожного розлому. Розподіл кількості землетрусів, що перевищує задану величину, насправді відповідає статистичному закону, відомому як Гутенберг-Ріхтер, важливий для розрахунку довгострокової сейсмічної небезпеки, який встановлює, що одна додаткова одиниця величини ділить кількість землетрусів на 10.
Цей закон дозволяє теоретично передбачити ймовірність виникнення (періоду повернення) подій великої величини (часто погано задокументованих), на основі добре виміряних знань найменших.
Але такий розподіл отримують, припускаючи, що швидкість сейсмічності постійна і що потужність кожного землетрусу не залежить від сили попередніх землетрусів, що є дуже сильним наближенням, яке зараз широко сумнівається.
Нарешті, визначення максимальної величини для даного регіону залишається дуже суперечливим, що є основною складністю для деяких оцінок сейсмічної небезпеки, зокрема установок з особливим ризиком у Франції. Що стосується короткострокового прогнозування (кілька днів), воно залишається неможливим, поки ми не маємо засобів для виявлення та спостереження за попередніми механізмами та ініціювання розриву.
Репліки та попередники
Повторні поштовхи супроводжуються вторинними поштовхами, які просто є іншими землетрусами силою в більшості випадків меншими, ніж початкові поштовхи, що впливають на порожні сегменти або шорсткість основного розлому або сусідні розломи. Вони викликані збільшенням статичних або динамічних напружень і тимчасовим ослабленням порушених розломів.
Швидкість сейсмічності цих підземних поштовхів зменшується навпаки із часом після землетрусу (закон Оморі), а величина основного поштовху в середньому приблизно на одну одиницю менше, ніж основного удару.
Як і будь-який землетрус, афтершоки підкоряються закону Гутенберга-Ріхтера. Знову ж таки, ці добре відомі статистичні закони про просторово-часові кореляції землетрусів дозволяють надійні ймовірнісні прогнози, але обов’язково дуже неточні щодо місця, величини та часу найбільших поштовхів.
Сейсмічні каскади
Таким чином, можна - але рідко - спостерігати вторинні поштовхи з величиною, еквівалентною величині основного удару: тоді вони являють собою сейсмічні "каскади", як ефект доміно від одного сегмента розлому до іншого. Також можна спостерігати, ще рідше, вторинні поштовхи більшої величини: ми тоді говоримо (але фактично!) Про попередника, що характеризує початковий землетрус.
У більш загальному плані багато досліджень статистично, але також детерміновано показали, що поява сейсмічного рою (велика кількість землетрусів малої та помірної сили, зосереджених у часі та просторі) призводить до збільшення мережі ймовірностей інші сильні землетруси, що відбуваються поблизу. Імовірність, вартість якої, однак, залишається менше десяти відсотків на найближчий місяць, і тому її важко використати для оповіщення.
Сейсмічна активність у верхній долині Убайя (Альпи Верхнього Провансу) у період з січня 2012 року по серпень 2014 року.
Краща характеристика цих роїв, зокрема шляхом пошуку можливого їх виклику тимчасовими зсувами глибоких розломів та/або розповсюдження "імпульсів" тиску рідини, є кращими, але складними напрямками досліджень для покращення наших прогнозних можливостей.
Висока мінливість
Отже, механізм розриву є дуже мінливим з багатьох причин, пов'язаних із процесом ініціювання розриву (так зване зародження), складністю розломів, неоднорідністю накопичених напружень або фрикційними властивостями розлому, які змінюються з часом і швидкістю ковзання (режим "затвердіння", що сприяє асейсмічному ковзанню, або "пом'якшення", що сприяє зародженню землетрусів).
Крім того, тепер ми знаємо, що спрацьовування сейсмічного розриву дуже чутливе до статичних і динамічних напружень, що надходять від інших землетрусів, навіть на великій відстані (кілька тисяч кілометрів), причому поняття "спрацьовує відстань" відносно розміру джерела.
Таким чином, поняття характерного землетрусу зараз відмовляється на користь більш складних моделей руйнувань, що характеризуються змінними циклами (за тривалістю та величиною), на додаток до яких можуть бути введені мега-землетруси (супертруси) без необхідності точно знати, чи вони вписуються в закон Гутенберга-Ріхтера і є частиною супер циклу чи ні.
Геодезичні та сейсмологічні вимірювання дали змогу за останні п’ятнадцять років скласти карту міжсисмічного зв’язку між великими плитами (особливо в зонах субдукції) та оцінити, які зони перекриті (і, отже, можуть зламатися під час майбутнього великого землетрусу).
Також виявляються ділянки, де зв'язок слабший (або навіть нульовий). Вони модифікують баланс ковзання та оцінку циклу, а також їх важливо визначити, оскільки вони можуть служити бар'єром для поширення сейсмічної руйнування.
Нарешті, епізоди повільного ковзання (так звані події повільного ковзання, повільніші за класичні землетруси, але швидше, ніж світський рух плит), спостерігалися в кількох зонах субдукції.
Ці події іноді еквівалентні землетрусам магнітудою 7,5. Їх внесок у сейсмічний цикл важко оцінити, оскільки він залежить від їх здатності знімати всі або частину накопичених напружень і, таким чином, затримувати наступний землетрус або зменшувати його величину, або навпаки готувати там межу. де повільне ковзання відбувається при майбутньому розриві або викликає розрив у сусідньому сегменті за рахунок збільшення напружень.
Все це ще більше ускладнює прогнозування великих землетрусів у короткостроковій перспективі, якщо не вдається визначити фази ініціювання сейсмічного розриву, які стануть маркерами. Це важко, оскільки на відміну від метеорологів, які мають різноманітні та різноманітні вимірювання в атмосфері (температура, тиск, профілі гігрометрії тощо), які дозволяють їм передбачати погоду, сейсмологи не мають датчиків, розташованих всередині земної кори. Всі виміри беруться з поверхні і опосередковано інформують вчених про те, що відбувається на глибині.
Крістоф Віньї, директор з досліджень CNRS, Геологічна лабораторія ENS (CNRS UMR8538), Відділ геологічних наук, École Normale Supérieure, École Normale Supérieure (ENS) - PSL
Оригінальна версія цієї статті була опублікована в розмові.