CC BY
117СИЛЬНЕЙШИЕ ЦУНАМИ МИРОВОГО ОКЕАНА И ПРОБЛЕМА ЦУНАМИ-РАЙОНИРОВАНИЯ МОРСКИХ ПОБЕРЕЖИЙ
В. К. Гусяков
Институт вычислительной математики и математической геофизики СО РАН,
630090, Новосибирск, Россия
УДК 550.345
Рассмотрены проблемы оценки цунамиопасности морских побережий. Выделен класс особо опасных событий (мегацунами), характеризующихся высокими заплесками (до 40-50 м) на протяженных участках побережья (до 1000 км). Источником таких мегацунами в большинстве случаев являются подводные землетрясения магнитудой 9,0 и выше, с повторяемостью от 200-300 до 1000-1200 лет, возникающие на некоторых участках зон субдукции. Учет возможности возникновения таких землетрясений на ближайших участках субдукционных зон, угрожающих данному побережью, необходим при построении карт цунами-районирования любого масштаба.
Ключевые слова: цунами, цунами-риск, цунамиопасность, цунами-районирование, повторяемость землетрясений, природные катастрофы.
The paper considers the problems of tsunami hazard assessment for oceanic coast. The strongest possible events (mega-tsunami) that are characterized by run-up heights up to 40-50 m measured along the considerable part of the coastline (up to 1000 km) make the major input in the overall tsunami hazard. The source of majority of mega-tsunamis is subduction submarine earthquakes with magnitude 9.0 or higher having return period from 200-300 years to 1000-1200 years. Any tsunami hazard assessment should take into account a possibility of occurrence of such mega-events at the nearest segments of a subduction zone.
Key words: tsunami, tsunami risk, tsunami hazard, tsunamizoning, earthquake recurrence, natural hazards.
Природное явление, обозначаемое японским словом цунами, ставшим с середины прошлого столетия международным научным термином, до сих пор не имеет строго формального определения. В узком смысле под ним понимаются длиннопериодные (5-60 мин) гравитационные волны в океане, возбуждаемые быстротекущими процессами на его поверхности или на дне и способные распространяться на большие расстояния [1]. В широком смысле этот термин охватывает любые опасные колебания водной поверхности волнового характера в диапазоне периодов от обычных штормовых волн (5-20 с) до океанских приливов (6-12 ч).
В течение последних десятилетий, до трагических событий декабря 2004 г. в Индийском океане, цунами находились на пятом месте в ряду природных катастроф по числу жертв (суммарно примерно 700 000 человек [2]) после землетрясений, наводнений, тайфунов и вулканических извержений. Их доля в общем числе жертв природных катастроф в XX столетии, унесших более 4 млн жизней [3], была относительно невелика и составляла чуть более 1 %.
Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (коды проектов 12-07-00406, 12-05-00894) и интеграционных проектов СО РАН № 37 и № 117.
Индонезийская катастрофа 26 декабря 2004 г., унесшая 228 000 жизней [4], сразу вывела цунами в статистике жертв природных катастроф XXI века на первое место, на котором они, очевидно, будут находиться до момента следующего разрушительного землетрясения в одном из мировых мегаполисов.
Цунами 2004 г. на Суматре и в еще большей мере цунами 2011 г. в Японии со всей очевидностью показали, насколько неожиданным и опасным может быть это природное явление, и какое разрушительное воздействие оно способно оказать на общественно-экономические структуры в наиболее развитых и плотно заселенных частях суши, какими в большинстве стран являются участки морского побережья. Ущерб, наносимый цунами, усиливается их полной внезапностью, быстротой протекания, тяжелыми разрушениями и высокой вероятностью фатальных исходов среди людей, оказавшихся в зоне затопления.
Важной особенностью, которая отличает цунами от других природных катастроф, является их способность сохранять разрушительный потенциал при распространении на большие расстояния (до 10 000 км и более). При распространении в океане с ровным дном их амплитуда уменьшается как 1 /\/Г, что является минимально возможным затуханием с точки зрения закона сохранения энергии [5]. В открытом океане цунами распространяются с большой скоростью, достигающей 700 км/ч. При этом, в отличие от обычных штормовых волн, захватывающих лишь поверхностные слои, в движение вовлекается вся толща воды от поверхности до самого дна, что и делает цунами грандиозным катастрофическим явлением. По мере приближения к берегу длина волны уменьшается, но высота и, соответственно, разрушительный потенциал, растет, достигая максимума при выходе на сухой берег. Ввиду значительной длины волны цунами редко подходят к берегу в виде обрушивающихся волн, чаще они наблюдаются в форме сменяющих друг друга приливов и отливов воды [6].
Разрушительные цунами 2004 г. в Индонезии и 2011 г. в Японии привлекли внимание ученых и специалистов к проблеме оценки опасности предельно сильных мегасобытий. Оба они относятся к классу так называемых трансокеанских цунами, которые в той или иной мере затрагивают весь океанический бассейн. Формальное условие выделения трансокеанских цунами в исторических каталогах состоит в проверке наличия высот заплеска более 5 м на расстоянии свыше 5000 км от очага цунами [7]. Физический смысл такого критерия заключается в способности цунами производить разрушения на противоположных берегах океанического бассейна. Оказывается, что среди более чем 2250 цунамигенных событий, произошедших в Мировом океане с 2000 г. до н. э. по настоящее время, таких мегацунами насчитывается всего около 15, т. е. менее 1 % от общего числа. Однако эти события ответственны за более чем половину от общего числа жертв и за значительную долю произведенного материального ущерба.
Список 14 мегацунами, известных в настоящее время, приведен в таблице. Дополнительным кандидатом на включение в эту таблицу является Санах-Кадьякское цунами 11 июля 1788 г., охватившее огромную область к югу от полуострова Аляска. При этом цунами волны высотой более 5 м наблюдались на протяжении более 700 км побережья, с максимальными заплесками, достигавшими 100 м [8]. Причиной его не включения в таблицу является отсутствие на данный момент достоверных сведений о проявлениях этого цунами в дальней зоне. Однако такие сведения могут появиться в будущем при более тщательном поиске исторических и архивных данных, а также в ходе исследования геологических следов палеоцунами на удаленных побережья и островах Тихого океана.
Оставшиеся 99 % — локальные и региональные цунами. Создаваемые ими высоты заплес-ка на ближайшем побережье могут быть весьма значительны и достигать нескольких сотен
Таблица
Список исторически известных мегацунами и их основные параметры
Местоположение, дата М I HmNF, м HmFF, м FNF FFF
О-в Крит, 21.07.365 г. 8+ 8+ неизв. 10,0 5000 700
Каскадия, 26.01.1700 г. 9,0 9,0 10,0 2,0-4,0 неизв. 0
Камчатка, 17.10.1737 г. 9,0 9,0 63,0 12,0-15,0 неизв. неизв.
Лиссабон, 01.11.1755 г. 8,5 8,5 30,0 7,0 10 000 неизв.
Чили, 07.11.1837 г. 8,5 8,5 8,0 6,0 0 62
Чили, 13.08.1868 г. 9,0 9,0 15,0 5,5 612 7
Чили, 09.05.1877 г. 9,0 9,0 24,0 12,0 512 50
Алеутские о-ва, 01.04.1946 г. 7,4 7,4 42,2 20,0 5 160
Камчатка, 04.11.1952 г. 9,0 9,0 18,0 9,1 более 10 000 0
Алеутские о-ва, 09.03.1957 г. 9,1 9,1 22,8 16,1 0 0
Чили, 22.05.1960 г. 9,5 9,5 15,2 10,7 1000 283
Аляска, 28.03.1964 г. 9,2 9,2 68,0 4,9 106 18
Суматра, 26.12.2004 г. 9,3 9,3 50,9 9,6 175827 52 071
Тохоку, 11.03.2011 г. 9,0 9,0 55,9 3,0 15 870 2
Примечание. М — магнитуда порождающего землетрясения (макросейсмическая Ms или Мщ); I — интенсивность цунами по шкале Соловьева — Имамуры; — максимальная вы-
сота цунами в ближней зоне; Нтрр — максимальная высота цунами в дальней зоне (более 5 000 км от очага); FNF — число жертв в ближней зоне; Ерр — число жертв в дальней зоне.
метров, с рекордной высотой в 525 м, измеренной в бухте Литуйя (Аляска) после берегового обвала, вызванного землетрясением магнитудой около 8, происшедшего в этом районе 10 июля 1958 г. [9]. Однако протяженность зоны опасного воздействия таких цунами, как правило, невелика и составляет от нескольких сотен метров (в случае обвальных цунами) до первых сотен километров (в случаях сильных цунами сейсмотектонического происхождения) .
В противоположность этому, разрушительные эффекты от мегацунами могут проявляться на значительно больших участках побережья протяженностью до 1000 км и более. Так, например, при цунами Тохоку 11 марта 2011 г. заплески с высотами более 30 м наблюдались на протяжении 210 км побережья, с высотами более 20 м — на 350 км и более 10 м — на 550 км. Зона опасных (более 3 м) заплесков охватила практически все восточное побережье Японии протяженностью более 2000 км [10]. В дополнение к масштабным разрушениям на ближайшем побережье, такие цунами способны производить разрушительный эффект на противоположном берегу океанического бассейна, чего не происходит при обычных, даже сильнейших региональных цунами, область опасного воздействия которых всегда ограничена ближайшим к очагу участком побережья.
При анализе списка из таблицы обращает на себя внимание тот факт, что большинство таких цунами возникло в результате землетрясений магнитудой 9,0 и выше. Это имеет место, по крайней мере, для всех событий, начиная с середины XX в., когда появилась возможность инструментально измерять их магнитуду в длиннопериодной области. Для событий доин-струментального периода (ранее 1900 г.) в таблице приведены макросейсмические оценки магнитуды, точность которых в лучшем случае составляет 0,5 балла, так что приведенное
Рис. 1. Карта очагов цунами, происшедших в Мировом океане с 2000 г. до н. э. по настоящее время. Размер окружностей пропорционален магнитуде землетрясения, цвет соответствует интенсивности цунами по шкале Соловьва — Имамуры. Очаги мегацунами отмечены датой (годом возникновения)
значение магнитуды 8,5 не противоречит отнесению события к классу мегаземлетрясений. Явным исключением является лишь случай Алеутского цунами 1946 г., которое по терминологии Х. Канамори [11] относится к классу так называемых цунами-землетрясений, возбуждающих аномально высокие волны цунами при умеренной магнитуде самого землетрясения. Обсуждаемыми в литературе причинами такой аномальности могут являться особенности механизма очага землетрясения [12] и присутствие обвальной компоненты в очаге цунами [13].
Относительно мест расположения очагов этих землетрясений можно сказать, что все они, за исключением Лиссабонского землетрясения 1755 г., очаг которого располагался вдоль трансформного разлома, отделяющего Африканскую плиту от Евроазиатской плиты, произошли на участках зон субдукции, примыкающих к побережью Тихого и Индийского океанов (рис. 1). Согласно основным представлениям, вытекающим из концепции тектоники плит, в очагах сильнейших субдукционных землетрясений осуществляется разрыв вдоль главной литосферной границы, отделяющей пододвигающуюся океаническую плиту от перекрывающего ее краевого клина континентальной литосферы. Большая протяженность разрыва (от 500 до 1000 км), малая глубина очага (в среднем порядка 30 км) и значительные горизонтальные смещения по разрыву (до 30-50 м), приводят к возбуждению разрушительных цунами, характеризующихся значительными высотами заплеска (до 40-50 м) и увеличенным, сравнительно с обычными цунами, периодом волн (до 30-40 мин). Дополнительным фактором, усугубляющим разрушительные эффекты, является сейсмотектоническое опускание прибрежной области, происходящее непосредственно в момент землетрясения. Средняя
величина такого опускания на побережье Тохоку составила порядка 70 см [14], что привело к долговременному затоплению морской водой низменных участков побережья (например, в районе Окава префектуры Мияги). При сильнейшем землетрясении 1700 г. в районе Кас-кадия (США) опускание береговых участков территории составило порядка 2 м [15].
Среднее смещение по разрыву в очагах мегаземлетрясений может достигать 20-30 м и более. Относительная скорость плит в районах субдукции варьируется в довольно широких пределах от 25 до 100 мм в год. Тогда в предположении, что все накопленные напряжения освобождаются только в очагах сильнейших землетрясений, их период повторяемости должен быть в пределах от 250 до 1000 лет. Если часть деформаций освобождается в виде асейсмического крипа и в очагах меньших землетрясений, тогда период повторяемости может быть еще более длительным.
Фактический интервал времени между двумя последовательными мегаземлетрясения-ми изменяется в весьма широких пределах — для уже известных исторических событий от 215 лет (камчатские землетрясения 17.10.1737 г. и 4.11.1952 г.) до 1142 лет (землетрясения Тохоку 13.07.869 г. и 11.03.2011 г.). В субдукционной зоне Каскадия на северо-западе США средний интервал повторяемости составляет порядка 600 лет, однако фактические промежутки времени между двумя последовательными событиями, восстановленные по геологическим данным, изменяются в пределах от 200 до 1500 лет [16].
В рамках геодинамической модели зоны субдукции в районах островных дуг [17, 18] была предложена так называемая "клавишная" модель возникновения сильных субдукционных землетрясений [19, 20]. В этой модели считается, что островодужный выступ надвигающейся континентальной литосферы разбит системой поперечных разломов на отдельные сегменты (клавиши), имеющие характерный размер в 100-150 км (вдоль простирания дуги), которые могут перемещаться относительно независимо друг от друга. В момент возникновения сильного (магнитудой 7,5-8,5) субдукционного землетрясения напряжения, накопленные в таком сегменте в процессе поддвига нижележащего участка океанической коры, разряжаются путем возникновения магистрального разрыва, вспарывающего главную литосферную границу раздела между океанической корой и перекрывающим ее краевым клином континентальной литосферы.
Согласно этой модели, преобладающим типом механизма очагов сильных субдукцион-ных землетрясений должен быть пологий (с углом падения 10-15 °) надвиг. Континентальное крыло очаговой области при этом оказывается опущенным, что соответствует отрицательному знаку приближающейся к берегу головной волны цунами (волна понижения) и наблюдающимся ко-сейсмическим опусканием побережья. "Сработавший" островодужный сегмент в момент землетрясения выдвигается в сторону океана на величину смещения по плоскости разрыва (от 2-3 до 10 м). Таков в первом приближении сейсмотектонический механизм возникновения сильных цунамигенных землетрясений в зонах островных дуг и активных континентальных окраин. Большинство цунамигенных землетрясений в районах субдукции происходит именно в этом магнитудном диапазоне (7,5-8,5). Средний по Тихому океану период повторяемости сильнейших землетрясений в каждом отдельном блоке составляет 140-190 лет [21, 22].
Возникающее при этом цунами возбуждается в основном вертикальной компонентой смещения морского дна и имеет высоту 1-2 м в глубоком океане, которая возрастает до 2-3 м на шельфе и до 5-10 м при выходе на берег [23]. Важно отметить, что зона максимальных заплесков при этом находится прямо против очага, и ее ширина не превышает 50-100 км [24].
Рис. 2. Исторические высоты цунами на восточном побережье о-ва Хонсю (Япония) до (слева) и после (справа) цунами 11.03.2011 г.; красный цвет — высоты наката,
синий — высоты заливания берега
Реальная сейсмотектоническая ситуация в каждой субдукционной зоне является значительно более сложной, чем данная упрощенная схема. Помимо поддвиговых, происходят и землетрясения со взбросо-сбросовым типом механизма, где подвижка осуществляется по крутопадающим в сторону океана плоскостям разрыва. Возможны, по-видимому, и землетрясения комбинированного типа, в очагах которых реализуются несколько плоскостей разрыва. Иногда сильные цунами возникают от землетрясений магнитудой в диапазоне 7,0-7,5, которые составляют класс так называемых "цунами-землетрясений" [11]. В курило-камчатском регионе к этой категории относятся Камчатское землетрясение 13 апреля 1923 г. (М = 7, 2), Урупское землетрясение 20 октября 1963 г. (М = 7, 2), Озерновское землетрясение 22 ноября 1969 г. (М = 7, 3) и Шикотанское землетрясние 10 июня 1975 г. (М = 7, 0).
Однако наиболее важным отклонением от такой схемы являются происходящие время от времени мегаземлетрясения магнитудами 9,0 и выше, имеющие протяженность очагов от 500-600 до 1000 км. В очагах таких землетрясений одновременно срабатывают несколько соседних сейсмотектонических блоков, находящихся на различных стадиях сейсмического цикла. При этом важно отметить, что соответствующего размера бреши (зоны молчания), существующие на протяжении длительного времени (сотни лет), ни в одной зоне субдукции не выделяются. Следовательно, наличие в сейсмической истории конкретной субдукционной зоны сильных землетрясений магнитудами 7,5-8,5 не является гарантией невозможности возникновения в ней мегаземлетрясения магнитудой 9,0 и выше.
Характерным примером в этом отношении является побережье Тохоку, занимающее северо-восточную часть острова Хонсю. Сильные цунамигенные землетрясения происходили в этом районе неоднократно, при этом наблюдались высоты заплеска до 29 м (в 1933 г.) и 38 м (в 1896 г.). Однако они затрагивали ограниченные по протяженности участки побережья. Катастрофическое цунами, возникшее после мегаземлетрясения 11 марта 2011 г., вызвало заливание берега с высотами более 20 м на протяжении более чем 350 км вдоль побережья. При этом исторически известные максимальные высоты заплеска, наблюдавшиеся здесь ранее на протяжении более чем 1000 лет, были обновлены (часто со значительным превышением) на участках побережья с общей протяженностью почти 1000 км (рис. 2).
В настоящее время нет единой точки зрения на то, что именно заставляет несколько блоков сработать одновременно. Также нет единого мнения о возможности возникновения
мегаземлетрясений на любых участках зон субдукции. До начала текущего столетия такие землетрясения были известны лишь для нескольких зон (Камчатка, северо-запад США, Южная Америка), и предпринимались попытки найти корреляции их местоположения с физическими свойствами океанической плиты. Первоначальная идея состояла в том, что если океаническая плита относительно молодая (а значит, более горячая и легкая), то ее субдук-ция должна проходить под меньшим углом, обеспечивая, следовательно, большее сцепление с перекрывающей континентальной корой и давая возможность накопления больших напряжений, освобождающихся в предельно сильных событиях [25].
Анализируя четыре известных на то время мегаземлетрясения (Камчатка (1952), Алеуты (1957), Чили (1960), Аляска (1964)), Л. Рафф и Х. Канамори [26] обнаружили, что все они произошли в зонах субдукции, характеризующихся возрастом менее 80 млн лет и скоростью поддвига более 5 см/год. Под это были подведены и некоторые физические основания, одно из которых состояло в том, что более молодая кора является более горячей и, следовательно, менее плотной, требуя таким образом больших усилий при погружении под континентальную кору. С другой стороны, наличие касательной компоненты относительного движения плит и присутствие толстого слоя осадков в области глубоководной впадины рассматривались как факторы, понижающие вероятность возникновения мегаземлетрясений. С этой точки зрения возникновение в 2004 г. землетрясения с Мч = 9,0 вблизи Суматры оказалось совершено неожиданным для сейсмологов. Ранее этот участок зоны субдукции считался способным порождать только землетрясения магнитудой 8. Еще более необычным оказался преобладающий механизм главного толчка. При общем касательном движении плит основной вектор подвижки по пологой плоскости разрыва был направлен вкрест простирания субдукционной зоны.
Таким образом, в настоящее время начинает преобладать точка зрения, что взамен нескольких особых участков, способных порождать мегаземлетрясения в нескольких субдук-ционных зонах, практически все они должны рассматриваться как возможные места возникновения мегаземлетрясений магнитудой 9,0-9,5 [27-28]. Похоже, что единственной причиной отсутствия таких событий в других зонах является недостаточная длина инструментальных и исторических каталогов, которые в большинстве регионов существенно короче, чем ожидаемый период повторяемости таких мегаземлетрясений.
Для оценки долгосрочного цунами-риска (цунами-районирования побережья) признание этого факта означает коренной пересмотр существующих подходов к решению этой задачи. Отсутствие в каталогах исторических наблюдений сильнейшего события для большинства цунамигенных зон означает невозможность использования историко-вероятностного подхода для получения надежных долгосрочных оценок цунами-риска. Историко-вероятностный подход, основанный на статистике уже наблюдавшихся высот цунами, не требует знаний сейсмотектонических механизмов, лежащих в основе возбуждения цунами, рассматривая наблюденные высоты просто как поток случайных событий, удовлетворяющий некоторым гипотезам об их статистических свойствах. Основными из них являются гипотеза стационарности (предположение о том, что развитие событий в будущем статистически подобно их развитию в прошлом) и гипотеза эргодичности (предположение о том, что среднее по ансамблю реализаций равно среднему по времени в данной точке), а также применение статистик Пуассона или Гумбеля для вычисления вероятности превышения высотами волн некоторого заданного уровня. Механизм применения этого подхода состоит в нахождении закона повторяемости высот волн в данном пункте и определения на этой основе вероятности превышения некоторой заданной высоты в будущем.
При практическом применении историко-вероятностного подхода часто приходится экстраполировать график повторяемости высот цунами в область больших значений, соответствующих повторяемостям в 100, 200, 500 или 1000 лет. Недостаток данных, однако, приводит к тому, что эмпирический график повторяемости бывает представлен ломаной линией, обрывающейся на значениях обеспеченности 30-50 лет, экстраполяция которой в область значений в 100 и более лет является весьма ненадежной.
Вторым широко используемым подходом является детерминированный (сценарный) подход, в основе которого лежит применение численных моделей возбуждения и распространения цунами для одного или серии гипотетических источников, представляющих очаги цунамигенных землетрясений. Он позволяет при задании некоторого набора параметров источника и наличии цифровой батиметрии исследуемой области получить реалистичное распределение высот волн вдоль берега, на основании которого можно судить об относительной опасности его различных участков.
Наиболее сложным элементом сценарного подхода является обоснование выбора параметров проектного события (design source). Выбор параметров такого источника обычно делается на основе экспертных суждений, часто без четких критериев оценки их качества, а также без анализа чувствительности конечного результата к вариациям в значениях исходных параметров. Недостатком этого подхода является также невозможность получения данных об обеспеченности (т. е. вероятности превышения в течение заданного промежутка времени) высот, меньших, чем максимально возможные.
Современный поход к задаче цунами-районирования состоит в применении методики PTHA (Probabilistic Tsunami Hazard Assessment), в основе которой лежит комбинация положительных элементов обоих подходов [29-31]. Основными элементами этой методики являются построение вероятностной сейсмотектонической модели региона и применение численных методов расчета возбуждения и распространения цунами для получения реалистичных распределений высот волн на побережье для набора модельных источников различной маг-нитуды. С использованием этой методики получены как обзорные карты цунамиопасности различных побережий, так и детальные карты заливания конкретных бухт и заливов.
В наиболее поздних работах по оценке цунамиопасности с использованием методики PTHA (см., например, [32]) учитывается возможность возникновения мегаземлетрясений, но только по тем зонам, где они уже происходили в прошлом. Возможность же возникновения такого землетрясения на любом, в том числе ближайшем к рассматриваемому участку побережья, сегменте субдукционной зоны, по-прежнему часто игнорируется. Такой подход в значительной степени обесценивает полученные карты цунамиопасности, поскольку исключение из рассмотрения сильнейшего события приводит к существенной недооценке ожидаемых высот цунами.
Выводы. 1. Мегацунами составляют особый класс цунамигенных событий, для которых характерны большие высоты заплеска (до 30-50 м), измеренные на значительном протяжении береговой линии (от 200 до 1000 км). В общем числе цунамигенных событий, известных за историческое время, доля таких событий относительно невелика и составляет менее 1 %. Однако они ответственны за более чем половину от общего числа жертв цунами и за значительную долю наносимого материального ущерба.
2. Источником мегацунами в подавляющем числе случаев являются очаги подводных ме-газемлетрясений магнитудой 9,0 и выше, в очагах которых осуществляется разрыв вдоль главной литосферной границы, отделяющей пододвигающуюся океаническую кору от перекрывающего ее краевого клина континентальной литосферы. Большая протяженность раз-
рыва (от 500 до 1000 км), малая глубина очага (в среднем порядка 30 км) и большие горизонтальные смещения по разрыву (20-50 м) приводят к возбуждению разрушительных волн цунами, характеризующихся значительными максимальными высотами заплеска (до 40-50 м) и увеличенным, сравнительно с обычными цунами, периодом волн, достигающим 30-40 мин.
3. Важнейшей особенностью мегацунами является их способность пересекать весь океанический бассейн и производить разрушения на его противоположных берегах. Такая способность является результатом действия нескольких факторов, основными из которых являются высокая направленность излучения энергии протяженным очагом землетрясения и увеличенные сравнительно с обычными цунами длины волн.
4. Другой важной особенностью мегацунами является их способность вызывать опасные колебания уровня на побережье окраинных морей (типа Охотского, Берингова), которые в значительной степени защищены островными дугами от воздействия сильнейших региональных цунами. Длиннопериодные волны, приходящие из удаленных областей океана, обладают большей способностью проникновения сквозь цепочки островов и достижения континентального побережья, где они, благодаря резонансным эффектам, возникающим в замкнутых и полузамкнутых бассейнах, могут создавать опасные колебания уровня спустя десятки часов после прихода головной волны.
5. Мегацунами относятся к особому классу катастрофических событий, имеющих низкую вероятность возникновения, но несущих значительный потенциал разрушения ("low probability — high consequence" events). В этом отношении они подобны опасности падения на Землю крупных комет и астероидов. Несмотря на низкую вероятность, их вклад в суммарное число жертв может быть значительным и даже преобладающим.
6. Главная проблема оценки цунамиопасности конкретного участка океанического побережья, имеющего перед собой зону субдукции, состоит в получении реалистичных оценок места и времени возникновения в ближайших сегментах этой зоны мегаземлетрясения магниту-дой 9,0 и выше. Получение таких оценок представляет собой сложную научно-практическую проблему и фактически сводится к решению задачи долгосрочного прогноза сильнейших землетрясений. Карты цунамиопасности любого масштаба, построенные без учета возможности и вероятности возникновения мегаземлетрясений, будут значительно недооценивать реальную опасность цунами и приводить к неверным инженерным решениям по застройке прибрежной полосы.
7. Особое значение имеет эта проблема в отношении безопасности ядерных станций. Подавляющее большинство таких станций построено в береговой зоне в непосредственной близости от уреза воды. Стремление к минимизации стоимости строительства и эксплуатационных расходов вкупе с неполнотой сведений о проявлениях исторических цунами приводит в ряде случаев к размещению таких стаций в опасной близости от уреза воды и при небольшом возвышении основных объектов над уровнем моря. Для всех таких станций оценки цунамиопасности необходимо производить заново, с учетом всей полноты современных знаний о цунами и, в особенности, опыта изучения разрушительных мегацунами в Индонезии 26 декабря 2004 г. и в Японии 11 марта 2011 г.
Список литературы
1. Соловьев С. Л. Проблема цунами и ее значение для Камчатки и Курильских островов // Проблема цунами. М.: Наука, 1968. С. 7-50.
2. GusiAKOv V. K., Khidasheli D. G., Marchuk A. G., Kalashnikoya T. V. Analysis of tsunami travel time maps for damaging historical tsunamis in the world ocean // Report of the NTL/ICMMG SD RAS prepared for IOC/UNESCO. Novosibirsk. Russia, 2007. [Electron. resource]. http://tsun.sscc.ru/tsulab/TTT_rep.htm.
3. TOPICS 2000 // Natural catastrophes — the current position. Munich Re Group, 2001.
4. Magnitude 9.1 - off the west coast of northern Sumatra. [Electron. resource]. http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqinthenews/2004/us2004slav/.
5. Подъяпольский Г. С. Возбуждение длинной гравитационной волны в океане сейсмическим источником в коре // Физика Земли. 1968. № 1. C. 7-24.
6. Мазова Р. Х., Пелиновский Е. Н., Соловьев С. Л. Статистические данные о характере наката волн цунами // Океанология. 1983. Т. 23, № 6. С. 932-937.
7. GusiAKOv V. K. Tsunami history — recorded / A. Robinson, E. Bernard (Eds.) // The Sea. V. 15. Tsunamis. Cambridge: Harvard University Press, 2009. P. 23-53.
8. Соловьев С. Л. Санах-Кадъякское цунами 1788 г. / Проблема цунами. М.: Наука, 1968. С. 232-237.
9. Miller D. J. Giant waves in Lituya Bay // Bull. Seis. Soc. Am. 1960. V. 50, N 3. P. 253-266.
10. Mori N., Takahashi T. The 2011 Tohoku Earthquake Tsunami Joint Survey Group. National-wide post event survey and analysis of the 2011 Tohoku Earthquake Tsunami // Coast. Eng. J. 2012. V. 54. P. 1-27.
11. Kanamori H. Mechanism of tsunami earthquakes // Phys. Earth Planet. Inter. 1972. V. 6. P. 346-359.
12. FuKAO Y. Tsunami earthquakes and subduction processes near deep-sea trenches //J. Geophys. Res. 1979. V. 84, N 5. P. 2303-2314.
13. GusiAKOv V. K. "Red", "green" and "blue" Pacific tsunamigenic earthquakes and their relation with conditions of oceanic sedimentation / Tsunamis at the End of a Critical Decade. G. Hebenstreit (Editor), Dordrecht-Boston-London: Kluwer Academic Publishers, 2001. P. 17-32.
14. Tanaka H., Tinh N. X., Umeda M., Hirao R., Pradjoko E., Mano A., Udo K. Coastal and estuarine morphology changes induced by the 2011 Great East Japan Earthquake Tsunami // Coast. Eng. J. 2012. V. 54. P. 121-127.
15. Atwater B. F., Nelson A. R., Clague J. J. et al. Summary of coastal geologic evidence about past great earthquakes at the Cascadia subduction zone // Earthquake Spectra. 1995. V. 11, N 1. P. 1-18.
16. Goldfinger C., Nelson C. H., Johnson J. Holocene earthquake records from the Cascadia subduction zone and northern San Andreas fault based on precise dating of offshore turbidites // Ann. Rev. Geophys. 2003. V. 31. P. 555-577.
17. Ловковский Л. И., Сорохтин О. Г. Деформация литосферных плит в зонах поддвига // Океанология. Геофизика океана. Т. 2, Геодинамика. М.: Наука, 1979. C. 194-203.
18. Ловковский Л. И., Сорохтин О. Г. Тектоника литосферных плит и происхождение цунамигенных землетрясений // Докл. Акад. наук СССР. 1980. Т. 251. № 5. C. 1092-1095.
19. Ловковский Л. И., Баранов Б. В. К вопросу о возбуждении цунами в зонах поддвига литосферных плит / Процессы возбуждения и распространения цунами. М.: ИО АН СССР, 1982. С. 7-17.
20. Ловковский Л. И., Баранов Б. В. Характер подвижек в очагах цунамигенных землетрясений Курильской островной дуги и возможная природа сейсмических брешей / Оперативный и долгосрочный прогноз цунами. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1983. С. 81-94.
21. Федотов С. А. О сейсмическом цикле, возможности количественного районирования и долгосрочном сейсмическом прогнозе // Сейсмическое районирование СССР. 1968. С. 121-150.
22. Викулин А. В. Зоны молчания камчатских землетрясений / Физика очага и предвестники землетрясения. М.: ИФЗ РАН, 1982. С. 255-281.
23. Chubarov L. B., CusiAKOV V. K. Tsunamis and earthquake mechanism in the island arc region // Science of Tsunami Hazard. 1985. V. 3, N 1. P. 3-21.
24. Гусяков В. К., ЧУБАРОВ Л. Б. Численное моделирование возбуждения и распространения цунами в прибрежной зоне // Физика Земли. 1987. № 11. C. 53-64.
25. Ueda S., Kanamori Р. Back-arc opening and the mode of subduction //J. Geophys. Res. 1979. V. 84. P. 1049-1061.
26. Ruff L., Kanamori H. Seismicity and subduction process // Phys. Earth Planet Int. 1980. V. 23. P. 240-252.
27. Stein S., Okal E. A. The size of the 2011 Tohoku earthquake needn't have been a surprise // Eos Trans. AGU. 2011. V. 92. P. 227-228.
28. Stein S., Celler R., Liu M. Why earthquake hazard maps often fail and what to do about it // Tectonophysics. 2012. V. 562-563. P. 1-25.
29. Power W., Downes C. Tsunami hazard assessment / Volcanic and tectonic hazard assessment for nuclear facilities. Ed. by C. Connor, N. Chapman, L. Connor. Cambridge: Cambridge Univ. Press, 2009. P. 276-306.
30. Gonzalez F., Geist E., Jaffe B. et al. Probabilistic tsunami hazard assessment at Seattle, Oregon, for near- and far-field sources // J. Geophys. Res. 2009. V. 114. C11023. DOI: 10.1029/ 2008JC005132.
31. Power W., Wallace L., Wang R., Reyners M. Tsunami hazard posed to New Zealand by the Kermadec and southern new hebrides subduction margins: An assessment based on plate boundary kinematics, interseismic coupling, and historical seismicity // Pure Apppl. Geophys. 2011. DOI 10.1007/ s00024-011-0299-x.
32. Leonard L., Roger G., Mazotti S. Tsunami hazard assessment of Canada // Nat. Hazards. 2013. DOI 10.1007/s11069-013-0809-5.
Гусяков Вячеслав Константинович — д-р физ.-мат. наук, зав. лабораторией Института вычислительной математики и математической геофизики СО РАН; тел.: (3832) 330-70-70; e-mail: gvk@sscc.ru
Дата поступления — 20.09.2013
