Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Методы и средства регистрации широкополосных сейсмических сигналов и возможных предвестников сильных землетрясений на морском дне

ВАК РФ 25.00.28, Океанология

Автореферат диссертации по теме "Методы и средства регистрации широкополосных сейсмических сигналов и возможных предвестников сильных землетрясений на морском дне"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ИНСТИТУТ ОКЕАНОЛОГИИ им. П.П.ШИРШОВА

ООЗиьоо'»"

На правах рукописи

Левченко Дмитрий Герасимович

МЕТОДЫ И СРЕДСТВА РЕГИСТРАЦИИ ШИРОКОПОЛОСНЫХ СЕЙСМИЧЕСКИХ СИГНАЛОВ И ВОЗМОЖНЫХ ПРЕДВЕСТНИКОВ СИЛЬНЫХ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ

НА МОРСКОМ ДНЕ

Специальность

25.00.28 Океанология

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени доктора технических наук

Москва-2007

\

003068340

Работа выполнена в Институте Океанологии им. П.П.Ширшова РАН

Официальные оппоненты:

Доктор физико-математических наук Сергей Александрович Болдырев

Доктор физико-математических наук Игорь Федорович Кадыков

Доктор технических наук Евгений Васильевич Вержбицкий

Ведущая организация: НИИ специального машиностроения и Кафедра

подводных автоматов и роботов Технического университета им. Баумана, г. Москва.

Защита состоится ая 2007 г. в ^^ часов

на заседании Диссертационного Совета Д.002.239.02 по океанологии при Институте океанологии им. П.П.Ширшова РАН по адресу: 117997, Москва, Нахимовский пр., 36, большой зал конференций

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института океанологии им. П.П.Ширшова РАН

Ученый секретарь Диссертационного Совета Кандидат биологических наук- Г г/л' Т.А.Хусид

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность проблемы. Сейсмология традиционно развивалась как наука о землетрясениях на суше. В настоящее время создана развитая сейсмологическая сеть, охватывающая практически все континенты. В ее состав входят современные широкополосные сейсмографы, с помощью которых регистрируются различные сейсмические события и решается большой круг исследовательских и прикладных сейсмологических задач. В то же время свыше 80% всех землетрясений происходит под дном океанов и морей. Однако стационарных морских сейсмографов, приближающихся по параметрам к наземным, до настоящего времени не имеется. Наземные сейсмографы регистрируют сигналы удаленных морских землетрясений с существенными искажениями, а сигналы слабых землетрясений не регистрируются вовсе. По этой причине не удается адекватно оценивать геотектонические процессы, происходящие в недрах Земли в их единстве и многообразии. Недостаточно исследованы также глубинное строение океанической коры и верхней мантии и механизмы возбуждения цунами и других сейсмических явлений. Из-за отсутствия морской сейсмологической сети существует недооценка сейсмической активности регионов на акваториях и, как следствие, потенциальная опасность для береговых сооружений и населенных пунктов.

В связи с активным освоением месторождений углеводородов на шельфе и континентальном склоне, прокладкой подводных трубопроводов и кабелей связи донные землетрясения и провоцируемые ими явления становятся чрезвычайно опасными как для самих морских сооружений, так и для экологии региона в целом. Поэтому сейсмологическое обеспечение морских нефте- и газодобывающих комплексов и других крупных береговых и подводных сооружений представляется совершенно необходимым.

Актуальной проблемой современной сейсмологии является краткосрочное прогнозирование морских землетрясений. Огромный экономический ущерб, гибель людей заставляют совершенствовать и искать новые методы и технические средства, позволяющие повысить эффективность краткосрочных прогнозов. Одним из перспективных методов прогноза является регистрация состава придонных вод в районе ожидаемого сильного морского землетрясения.

В представленной работе рассматриваются результаты разработки и совершенствования широкополосных автономных донных сейсмографов и методов их использования. Анализируются особенности регистрации сейсмических сигналов на дне акваторий и предлагаются способы существенного уменьшения помех. Исследуются источники возбуждения и условия распространения полей микросейсм, определяющих естественный уровень чувствительности сейсмографов. Приводятся и анализируются результаты экспериментальных работ.

Рассматриваются особенности разработки донных обсерваторий для измерения параметров придонных вод с целью изучения возможных

краткосрочных предвестников сильных морских землетрясений. Приводятся результаты разработки и эксплуатации донной обсерватории в Авачинской бухте Камчатки.

Полученные результаты по разработке широкополосных донных сейсмографов и геофизических обсерваторий, по нашему мнению, могут быть использованы при создании локальных сетей мониторинга, а в дальнейшем -единой сети океанических геофизических наблюдений.

ЦЕЛЬЮ РАБОТЫ является разработка и обоснование методов и средств для регистрации широкополосных сейсмических сигналов и возможных предвестников сильных землетрясений на морском дне.

Основные задачи представленной работы могут быть сформулированы следующим образом:

- Анализ особенностей работы широкополосных сейсмографов на дне акваторий: влияния водного слоя, обводненного слоя осадков, придонных течений и др.

- Разработка и исследование новых методов и средств регистрации широкополосных сигналов микросейсм и землетрясений с целью увеличения времени автономной работы сейсмографов на дне, снижения погрешностей измерений, повышения точности привязки сигналов к Единому времени.

- Разработка и исследование методов расширения частотного диапазона донных сейсмографов и формирования оптимальных частотной и динамической характеристик.

- Проведение стендовых и натурных экспериментов с целью проверки разработанных методов регистрации и технических средств в сравнении с образцовой наземной широкополосной сейсмологической аппаратурой..

- Выбор и анализ моделей и экспериментальные исследования взаимодействия корпуса сейсмографа с обводненным слоем осадков. Оценка влияния массы сейсмографа и параметров пластично - вязких донных осадков на результаты регистрации широкополосных сейсмических сигналов.

- Разработка методов количественной оценки влияния придонных течений на помехи при регистрации сейсмических сигналов в широкой полосе частот и на этой основе - рекомендаций по конструированию донных сейсмографов.

- Регистрация и анализ сигналов землетрясений и микросейсм в различных морских регионах.

- Анализ условий распространения микросейсм в океанической среде, на континенте и в переходной зоне океан - континент. Сравнение формы спектров микросейсм, измеренных на дне, в водной толще и на континенте.

- Анализ условий формирования широкополосного спектра микросейсм при их возбуждении от близких и удаленных источников и распространении по океаническим волноводам.

- Рассмотрение особенностей работы донных обсерваторий для регистрации возможных геофизических и гидрохимических предвестников сильных морских землетрясений.

- Разработка и экспериментальные исследования донной обсерватории для сейсмически активного района - Авачинского залива Камчатки.

Методы исследований

Для анализа работы широкополосных сейсмографов использованы методы, применяемые обычно в теории измерения быстропротекающих процессов (Винер, Пэли, 1964; Хургин, Яковлев, 1971, Копок и др., 1979). Произведены оценки динамических погрешностей с учетом инерционности аппаратуры.

При регистрации и анализе микросейсм применялись оценки усредненных во времени корреляционной и спектральной функций случайных слабо нестационарных процессов (Бендат, Пирсол, 1971; Рытов, 1976; Алексеев, Левченко, 1975; Левченко, 2005). Рассмотрены свойства таких оценок и способы их измерения.

При анализе помех, вызываемых придонными течениями, и разработке рекомендаций по оптимальному конструированию донных сейсмографов использовался метод, состоящий в сочетании качественных оценок, даваемых теорией турбулентного течения (Ландау, Лифшиц, 1988) и количественных оценок, полученных путем натурного эксперимента (Левченко, 2001).

Для исследования взаимодействия корпуса сейсмографа с мягким дном использована модель вязко - пластичной среды (модель Бингхема) (Mei, Liu, 1987). Экспериментально определялись параметры этой модели и сравнивались с результатами натурных исследований.

При исследовании способов генерации и путей распространения микросейсм в океанических волноводах в основу были положены методы, применяемые обычно в области гидроакустики «мелкого моря» и на высоких частотах (Толстой, Клей, 1969; Бреховских, 1982). Трансформация этих методов для глубокого океана и инфранизких частот, потребовала специального рассмотрения влияния рельефа дна в области абиссальных равнин и в районах континентальных склонов.

ОСНОВНЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ, ВЫНОСИМЫЕ НА ЗАЩИТУ

- Разработаны и используются в экспедициях Института океанологии РАН широкополосные автономные донные сейсмографы, по ряду основных параметров (частотный диапазон, реальный динамический диапазон, способ привязки к единому времени, защита от помех, экономичность питания) приближающиеся к лучшим наземным образцам и не имеющие аналогов среди отечественных и зарубежных морских приборов подобного назначения.

- Примененные электрохимические сейсмопреобразователи по основным метрологическим параметрам (полосе пропускания, чувствительности, уровню шумов, температурной погрешности, временной стабильности) близки к

лучшим наземным стационарным сейсмоприемникам и отличаются малыми габаритами, весом, устойчивостью к ударам, способностью работать под любым углом наклона, что позволяет с успехом использовать их в широкополосных донных сейсмографах.

- На основании экспериментальных исследований установлено, что при взаимодействии корпуса сейсмографа с илистым дном определяющее значение имеют реологические свойства донных осадков - вязкость и время релаксации. В результате сделан вывод, что для диапазона частот 0,003 - 30 Гц, используемом в широкополосной донной сейсмологии, влияние массы сейсмографа и параметров илистого дна на результаты регистрации сейсмических сигналов пренебрежимо малы.

- На основании модельных расчетов показано, что обводненный слой осадков за счет резонансных явлений может оказывать существенное влияние на распространение сдвиговых волн и заметно меньшее влияние на прохождение волн сжатия. Этим объясняется ряд искажений при регистрации сейсмосигналов на дне.

- Показано, что для оценки спектров микросейсм возможно использование усредненных во времени корреляционной и спектральной функций, применяемых для оценки слабо нестационарных случайных процессов. Предложено при регистрации микросейсм в широкой полосе частот для сокращения объема памяти и времени вычислений разбивать весь частотный диапазон на поддиапазоны с оптимальным выбором частот дискретизации и времени усреднения в каждом поддиапазоне.

- На основании экспериментов показано, что интенсивность и форма спектров микросейсм, возбуждаемых местными штормами, тесно связаны с развитием ветрового волнения, спектры микросейсм от удаленных источников сохраняют устойчивость формы, которая определяется условиями их распространения по океаническим волноводам и в переходной зоне море -суша. Затухание микросейсм при распространении на большие расстояния по коре континентального типа происходит по тем же законам, что и для поверхностных волн Релея и Лява, вызванных землетрясениями.

- Разработана и прошла экспериментальную проверку донная обсерватория для регистрации ряда геофизических и гидрохимических параметров придонного слоя, представляющих возможные предвестники сильных морских землетрясений. Обсерватория может служить основой для создания системы геоэкологического мониторинга морской среды в сейсмически активных регионах.

Научная и техническая новизна

Широкополосные автономные донные сейсмографы, разработанные под руководством автора, защищенны несколькими авторскими свидетельствами и патентом на изобретения. По ряду основных параметров (частотный диапазон регистрации, реальный динамический диапазон, способ привязки к единому времени, защита от помех, экономичность питания) эти сейсмографы не имеют аналогов среди отечественных и зарубежных морских приборов подобного

назначения. Сейсмографы были представлены на всемирных выставках в экспозиции России в 1998 г. (ЭКСПО-1998, г.Лиссабон, Португалия), в 2000 г. (ЭКСПО-2000, г.Ганновер, Германия) и в 2005 г. (ЭКСПО-2005, г.Нагоя, Япония).

Предложены метод и устройство для привязки регистрируемых сигналов к Единому времени, основанные на цифровой компенсации температурной погрешности кварцевого генератора. Устройство отличается высокой точностью и экономичностью питания. Предложены способы временной коррекции донных часов с помощью гидроакустического канала связи в условиях интенсивных помех и нестабильной скорости распространения акустических сигналов. Эти методы и устройства защищены авторскими свидетельствами на изобретения.

При исследовании микросейсм весь частотный диапазон разбивался на ряд поддиапазонов, с оптимальным выбором частот дискретизации и времени усреднения в каждом поддиапазоне, что существенно сокращает объемы регистрируемой информации и вычислений. Такое техническое решение позволило увеличить длительность регистрации на дне примерно на два порядка без снижения точности оценки параметров микросейсм.

При изучении взаимодействия корпуса сейсмографа с мягким дном установлено основное влияние реологических свойств донных осадков -вязкости, времени релаксации и др., что ранее практически не учитывалось. Для их исследования предложено использовать модель вязко - пластичной среды (модель Бингхема). Результаты экспериментальных исследований, подтверждают целесообразность выбора данной модели.

Проведен анализ механизмов возбуждения помех в донных широкополосных сейсмографах за счет придонных течений: при непосредственном воздействии турбулентного потока на блок сейсмоприемников, при генерации акустических колебаний за счет вихрей Кармана и при возбуждении акустических помех колеблющимися элементами сейсмографа. Получены оценки необходимого разноса основного контейнера и блока сейсмоприемников.

Получены уникальные записи сейсмических сигналов на дне акваторий в широком частотном диапазоне: от удаленных землетрясений, микросейсм от близких и удаленных источников, сигналов, вызванных сейшевыми колебаниями водной поверхности и др. Анализ этих записей позволил выяснить особенности распространения сейсмических волн в глубинных слоях Земли, формирование устойчивых спектров микросейсм при их распространении в водной среде, в коре океанического и континентального типов.

Предложена и обоснована модель формирования устойчивой формы спектров микросейсм при их распространения в океанических волноводах. В соответствие с этой моделью даны новые объяснения ряду явлений, связанных с микросейсмами: отличия их спектров при измерениях на дне, в толще воды и на континентах; природа микросейсмических «штормов»; задержки во времени или отсутствие роста интенсивности микросейсм в ряде случаев при развитии

сильных штормов; наличие «аномальных» направлений прихода микросейсм и др.

Разработана и прошла экспериментальную проверку в Авачинской бухте Камчатки донная обсерватория для регистрации ряда геофизических и гидрохимических параметров придонного слоя вод. Опытная эксплуатация обсерватории показала большую изменчивость измеряемых параметров и их зависимость от сейсмической активности в регионе.

Научная обоснованность и достоверность

Научная обоснованность разработанных принципов построения широкополосных донных сейсмографов в целом и отдельных их элементов подтверждена длительными сравнительными испытаниями на стенде Института Физики Земли РАН в течение 1994 - 1998 годов и успешным использованием донных сейсмографов в ряде экспедиций ИО РАН в течение более чем 15 лет.

При исследовании взаимодействия корпуса сейсмографа с мягким дном применялась модель пластично-вязкой среды (модель Бингхема). Обоснованность выбора данной модели была проверена экспериментальным путем. В ходе экспериментов оценивались вязкость материала, величина статического внутреннего трения, имитировался процесс погружения сферического корпуса в мягкое дно при разных нагрузках. В качестве экспериментального материала были выбраны мелкодисперсные глины по своим свойствам и составу близкие к пелито-алевритовым илам, занимающим свыше 80% поверхности дна мирового океана

Достоверность полученных результатов при измерениях сигналов землетрясений и микросейсм на морском дне подтверждается сравнением с результатами, полученными различными авторами, в разное время и другими методами (в донных скважинах, на дне, на суше и в водной толще). Научная обоснованность полученных выводов о формировании устойчивых спектров микросейсм и путях их распространения, а также, резонансных явлениях в обводненном слое донных осадков определяется тем, что они опираются на фундаментальную теорию распространения упругих волн в слоистых средах.

При исследовании районов возбуждения и путей распространения микросейсм использовались результаты полученные автором и опубликованные данные стационарных наземных сейсмостанций за длительный период времени (около 50 лет).

Практическая значимость полученных результатов

Разработанные широкополосные автономные донные сейсмографы используются при сейсмологических исследованиях на акваториях, по своим метрологическим характеристикам (частотному и динамическому диапазонам, порогу чувствительности, экономичности питания и др.) они приближаются к лучшим наземным образцам и не имеют аналогов среди отечественных и зарубежных морских приборов подобного назначения.

Получены уникальные записи сигналов землетрясений и микросейсм в широком частотном диапазоне, позволившие найти объяснения ряду явлений, связанных с генерацией микросейсм и распространением сигналов землетрясений и микросейсм в океанической среде.

Разработанные конструкции широкополосных донных сейсмографов и накопленный опыт их применения позволяют использовать их при создании стационарных локальных морских сейсмологических сетей, в частности, в районах промышленного освоения акваторий с целью мониторинга сейсмической обстановки и предупреждения аварийных ситуаций. Они могут быть также использованы при разработке глобальной международной океанической системы сейсмологических наблюдений.

Разработана, испытана в натурных условиях и передана в опытную эксплуатацию в Авачинской бухте (Камчатка) донная обсерватория для регистрации ряда геофизических и гидрохимических параметров водной среды с целью изучения возможных краткосрочных предвестников сильных землетрясений. Технические характеристики донной обсерватории позволяют использовать ее для экологического мониторинга акваторий, вовлеченных в промышленное развитие, в частности, в районах строительства нефтегазовых объектов.

Апробация работы

Основные результаты работы докладывались на отечественных и международных конференциях и симпозиумах по сейсмологии, океанологии и геофизике: на Всесоюзной школе «Технические средства и методы исследования мирового океана», 1989, Геленджик; на 1-ой и П-ой Всесоюзных конференциях «Морская сейсмология и сейсмометрия», 1989 и 1991, Москва; на XXII Генеральной ассамблее Европейского сейсмологического сообщества, 1992, Барселона, Испания; на международных конференциях: «GEOSCOPE Broadband Seismology», 1992, Париж, Франция; «Океан-96», 1996, Брайтон, Англия; «Научное использование подводных кабелей», 1997, Окинава, Япония; «Океан-97», 1997, Сингапур; «Океан-98», 1998, Брайтон, Англия; «Океан-99», 1999, Сиэтл - Вашингтон, США; «PACON-99», 1999, Москва; на XXV Генеральной ассамблее Европейского сейсмологического сообщества, 1996, Рейкьявик, Исландия; на Международной конференции электрохимических методов измерения течений, 1996, Ланштейн, Германия; на Международном НТС «Морское и экологическое приборостроение», 1995, Севастополь, Украина; на международной конференции «Технические средства изучения и освоения океанов и морей», 1996, Москва; на международных конференциях «Современные методы и средства океанологических исследований» ИО РАН, Москва - Ш-ей, 1997; IV-ой, 1998; VI-ой, 2000; УП-ой, 2001; УШ-ой, 2003; на Научных семинарах Института океанологии РАН и Института Физики Земли РАН.

Личный вклад автора

Автор настоящей работы, начиная с 1984 года, принимал активное участие в разработке, испытаниях и практическом использовании в экспедициях ИО РАН различных типов автономных донных сейсмографов и донных обсерваторий. Основные результаты были получены автором при разработке и применении широкополосных автономных донных сейсмографов (ШАДС) с полосой регистрации от 0,003 Гц до 20 Гц и разработке комплексной донной обсерватории для регистрации возможных геофизических и гидрохимических предвестников сильных морских землетрясений. С 1984 г. по 1994 г. работы по этому направлению велись под общим руководством академика С.Л.Соловьева в рамках ряда тем, в которых автор был ответственным исполнителем. С 1994 г. и по настоящее время разработка и эксплуатация ШАДС в Лаборатории сейсмологии и геодинамики ИО РАН проводится под руководством автора. В общей сложности автор принимал участие в 15 морских и прибрежно-морских экспедициях по этой тематике в качестве начальника экспедиции или начальника отряда сейсмологии.

При разработке сейсмологической аппаратуры автором были предложены и реализованы технические решения: разделение частотного диапазона на поддиапазоны при регистрации микросейсм и определении их параметров; цифровая компенсация температурной погрешности кварцевых генераторов; применение теории быстропротекающих процессов для анализа работы широкополосного сейсмографа. Автором были выполнены теоретические и методические исследования: анализ влияния придонных течений на работу донных сейсмографов; анализ взаимодействия корпуса сейсмографа с мягким дном и анализ влияния обводненного слоя осадков на распространение продольных и поперечных сейсмических волн. Автор развил гипотезу (Press, Ewing, 1948) о распространении микросейсм «первого рода» по океаническим волноводам, обосновал способ формирования устойчивых широкополосных спектров микросейсм и их преобразования на континентальном шельфе.

Параллельно с разработкой морской аппаратуры автором проводились исследования, направленные на совершенствование методов ее использования, а также, анализ и обобщение получаемых экспедиционных материалов. Результаты опубликованы в монографиях и статьях автора за 1989-2006 гг.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из Введения, Главы 1 -Анализ путей развития и современного состояния донной сейсмологии; Главы 2 - Результаты конструирования и использования широкополосных донных сейсмографов; Главы 3 - Исследование особенностей регистрации сейсмических сигналов на дне акваторий; Главы 4 - Результаты регистрации и исследования сигналов микросейсм и землетрясений на дне; Главы 5 -Результаты конструирования и использования донных геофизических обсерваторий и Заключения. Диссертация содержит 250 страницу текста, 105 рисунков, 27 таблиц, 203 наименования использованных источников.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Глава 1. Анализ путей развития и современного состояния донной

сейсмологии

В Главе 1 проводится анализ основных этапов развития морской сейсмологии. Обосновывается актуальность проблемы создания широкополосных донных сейсмографов для решения как фундаментальных, так и прикладных задач. Отмечается вклад российских ученых в разработку первых эффективно работающих аналоговых и цифровых донных сейсмографов (Рыкунов, 1967-1972; Соловьев, 1985, 1986 и др.). Оцениваются результаты работ в этом направлении ученых США (Prothero, 1972-1984; Sutton, 1981-1990; Webb, 1985-1992 и др.), Японии (J.Kasahara, 1980-1997; Araki, 2001 и др.), Франции (Montagner, 1992-1994). Рассматриваются работы, выполненные в ИО РАН по созданию новой сейсмологической аппаратуры и ее применению в экспедиционных исследованиях.

Выделяются основные не решенные до настоящего времени проблемы, затрудняющие создание широкополосной сейсмологической сети на акваториях. В том числе технические: увеличение полосы пропускания и динамического диапазона донных сейсмографов до уровня наземных сейсмостанций, повышение надежности и увеличение длительности автономной работы на дне, создание серийных широкополосных устойчивых к внешним воздействиям сейсмоприемников, разработка методов и устройств для хронирования сейсмологической информации в течение длительного времени автономной работы сейсмографа. Из методических проблем следует выделить: помехи и искажения при взаимодействии корпуса сейсмографа с мягким дном, влияние придонных течений на регистрацию сейсмических сигналов, генерацию и распространение микросейсм в океанической среде, особенности распространения сейсмических сигналов в океанических волноводах. Приводится краткий обзор отечественных и зарубежных широкополосных донных сейсмографов. Рассматриваются вопросы актуальности разработки и особенности функционирования донных обсерваторий для регистрации возможных краткосрочных предвестников сильных морских землетрясений и экологического мониторинга промышленно осваиваемых акваторий.

Глава 2. Результаты конструирования и использования широкополосных донных сейсмографов

Основные метрологические характеристики

В главе 2 уточняются способы представления сигналов землетрясений и микросейсм при их регистрации широкополосными сейсмографами. Анализируются основные метрологические характеристики широкополосных донных сейсмографов с позиций теории измерения быстропротекающих процессов (Винер, Пэли, 1964; Хургин, Яковлев, 1971, Котюк и др., 1979). Оцениваются динамические погрешности измерения, определяемые

инерционными свойствами ряда элементов цифрового сейсмографа. Приводятся рекомендации по учету и снижению этих погрешностей.

Рассматривается и обосновывается выбор оптимальной частотной характеристики широкополосного донного сейсмографа (рис.1). Для расширения реального динамического диапазона чувствительность выбирается с учетом спектра естественных сейсмических шумов.

К,(дБ1

-1 --ш : ,_ 1

_ .1 ч! --

/ / N \

/ \ \ \

/ / \ А

/ _ \ ч> \

-- / \ \ \

Г \ ь \

/ 1 \ •V

'00 Рис. 1. Амплитудо-частотная и фазо-'-'" частотная

характеристики юо" широкополосного

автономного донного 201,» сейсмографа ИО РАН

100"

Вместе с тем чрезмерное снижение чувствительности в низкочастотной части диапазона недопустимо, так как в этой области производится регистрация низкочастотных микросейсм и поверхностных волн Лява и Рэлея от удаленных землетрясений.

Широкополосные ссйсмоприемники для донных сейсмографов

В наземной широкополосной сейсмометрической аппаратуре в настоящее время используются почти исключительно сейсмоприемники с инерционной массой на упругой подвеске. Однако такие сейсмоприемники отличаются значительным весом, требуют ручной установки, не выдерживают ударов, резких перепадов температуры и влажности, поэтому они не могут применяться в донных сейсмографах.

Рассматривается и обосновывается применение электрохимических преобразователей для широкополосных донных сейсмографов разработки Института электрохимии РАН (Абрамов, Графов, 1978).

Электрохимический преобразователь (рис. 2) представляет собой герметичный цилиндрический сосуд, разделенный толстой перегородкой на два отсека, заполненных специальным электролитом. В центре перегородки сделано тонкое отверстие, а торцы цилиндра выполнены в виде упругих мембран. В середине и по бокам отверстия расположены сетчатые платиновые электроды, на которые подается слабое постоянное напряжение. При приложении механических колебаний вдоль оси цилиндра происходит перетекание инерционной жидкости через отверстие в такт колебаниям, и

между электродами появляется ток, пропорциональный механическому воздействию.

Рис.2. Эскиз конструкции электрохимического сейсмоприемника. 1 - корпус, 2 - камеры с электролитом, 3 - перегородка, 4 - диафрагмы, 5 - соединительный канал, 6 - основные электроды, 7 - калибровочные электроды, 8 - магнит.

Основные параметры электрохимических преобразователей двух типов ЭХП-17 и ЭХП-20 разработки Института электрохимии РАН приведены в табл. 1. Эти данные получены путем аттестации на вибростенде во ВНИИФТРИ Госстандарта (1993 г.) и путем сравнения при длительных испытаниях (1994 -1998 гг.) со стационарным наземным сейсмографом ИФЗ РАН - СДЕ. Основные преимущества электрохимических сейсмоприемников - малая чувствительность к ударам (до 30 g), возможность работы как в вертикальном, так и в горизонтальном положении, малые габариты и вес, экономичное питание.

Таблгща 1

Сравнительные характеристики некоторых широкополосных сейсмоприемников

Частотный Динам. ' Коэффиц. Мощн. Способ

N Тип диапазон днапаз. преобраз. питания установки Вес

(Гц) (ДБ) (Вс/м) (Вт) (кг)

1 ЭХП-17 0,003 - 10 105 3000" 0,1 Автомат. 3

2 ЭХП-20 0,01 -20 115 3000° 0,1 Автомат. 1,5

3 БТвП 0,003 - 5 140 2400 5 Ручной 20

4 смозт 0,003 - 70 120 1500 3 Ручной 5

5 СДЕ 0,001-30 120 1500 10 Ручной 10

6 СМЕ5211 0,01 - 30 120 2000 0,5 Автомат2' 5,1

7 ЕРЮ50В8 0,017-50 135 2000 0,075 Автомат^ 3

1) На частоте 1 Гц, 2) Наклон не более 15 .

В таблице 2 приведены также основные параметры широкополосных сейсмоприемников маятникового типа известных фирм: БТБ-! - 81геске15еп Мез8£ега1еЬаи (Швейцария), СМЮЗТ - Сига1р (Великобритания), Б БЕ -Институт физики Земли РАН, используемых в наземной аппаратуре.

В последнее время разработаны молекулярно - кинетические (разновидность электрохимических) сейсмоприемники (СМЕ5211, Россия, МФТИ и ЕРЮбОВБ, США, фирма ЕЕЭТЕС), которые проходят в настоящее время экспериментальную проверку.

Как следует из таблицы, по основным метрологическим параметрам электрохимические преобразователи ЭХП-17 и ЭХП-20 сопоставимы с лучшими стационарными преобразователями 8Т8-1 и СМО-З. Эти достоинства позволяют успешно применять электрохимические преобразователи в широкополосных донных сейсмографах (Воронина и др., 1995, Богогоу, Боктеуу, 1991, ЬеусЬепко а а1., 1996).

Оценку уровня собственных шумов электрохимического сейсмоприемника удалось получить при обработке результатов регистрации микросейсм на дне Атлантического океана (октябрь 1991 г.). Уровень максимума спектра микросейсм на частоте 0,17 Гц составил 3,6'10"7 м/с2(Гц)1Я. На частотах от 0,03 до 0,12 Гц, расположена область минимума спектра с уровнем ниже 30 дБ. Это оценка суммарного шума - микросейсм, собственных шумов сейсмоприемника и входных каскадов усилителя. Отсюда следует, что уровень спектральной плотности собственных шумов сейсмоприемника в этой области должен быть ниже 10'8 м/с2(Гц)1й.

Особенности регистрации микросейсм на морском дне

Рассматриваются и обосновываются методы статистической оценки микросейсм как слабо нестационарных случайных гауссовских процессов. Предлагается использовать для их оценки усредненные во времени корреляционную и спектральную функции (Бендат, Пирсол, 1971; Рытов, 1976; Алексеев, Левченко, 1975)

Т - Т

Ки(т,Т) =(1/тН Ки(т, 0 (11 и БиК Т) = (1/Т) 181Да, I) А. 0 0

Показано, что эти функции трансформируются линейными инерционными цепями и измеряются с помощью тех же устройств, что и аналогичные функции эквивалентных стационарных процессов. Оцениваются погрешности их определения.

Предлагаются и обосновываются способы сокращения объема данных и количества вычислений при оценке характеристик микросейсм. Основными параметрами цифрового сейсмографа при измерении микросейсм являются: длина реализации Т, объем выборки N. время дискретизации Д^ необходимое число точек корреляционной функции М и спектральной плотности Р, относительное разрешение по частоте а = {¿М, определяемое спектральным окном усреднения Af и нижней частотой Показано, что при заданном общем

частотном диапазоне (f„ + fH) существенного уменьшения N, М и Р без увеличения погрешностей оценок а можно достигнуть, если весь диапазон разбить на ряд поддиапазонов с определенным отношением верхних и нижних частот fj, /fH, и дня каждого поддиапазона выбирать оптимальным образом частные значения At,, Af„ fB, /fB„ N„ M, и P,. Результаты анализа для разного числа поддиапазонов п, при fB /fH= 104, fB, /fH, = const, о = 0,03, отношения a = f„, /Af, = 10 даны в таблице 2. В таблице приведены: оценки объема выборки Nx, объема вычислений корреляционной функции Ms и спектральной плотности Р2 случайного сигнала в зависимости от числа частотных поддиапазонов п широкополосного сейсмографа.

Таблица 2

Параметры п = 1 п = 2 n = [nmn] = 8

Nz 5 108 10' 10°

МЕ 5 105 104 10'f

Рх 10 s 2 103 1,36 ю2

Практически рассмотренный метод был реализован во второй модифицикации широкополосных донных сейсмографов ИО РАН. Весь частотный диапазон сейсмометра был разбит на два поддиапазона (0,003 - 0,2 Гц и 0,1 - 20 Гц). Область "сшивки" поддиапазонов 0,1 - 0,2 Гц была выбрана в окрестностях устойчивого максимума микросейсм, в котором практически не производится регистрации сигналов землетрясений. В низкочастотном поддиапазоне осуществлялась цифровая запись с частотой квантования 1 Гц в каждом из 4-х каналов регистрации. В высокочастотном поддиапазоне осуществлялась аналоговая запись на магнитную ленту с последующим квантованием и вычислением корреляционных функций и спектров. Такие технические решения позволили примерно в 100 раз увеличить время работы сейсмографа на дне в режиме непрерывной регистрации микросейсм, применить высоконадежный твердотельный накопитель информации и экономичный микроконтроллер, что весьма существенно для автономной морской аппаратуры.

Цифровые регистраторы широкополосных донных сейсмографов

Для широкополосных донных сейсмографов ИО РАН в течение ряда лет разрабатывались специальные цифровые системы сбора и регистрации сейсмических данных. Основные специфические требования к таким системам состоят в необходимости регистрации сигналов в широком частотном и динамическом диапазонах с малыми амплитудными и фазовыми искажениями, обеспечении длительной работы при малых габаритах и весе, высокой стабильности электронных часов, высокой экономичности питания, исключении вибрационных помех (отсутствие двигателей, механических реле, дисковых накопителей). Во всех системах предусматривалось три режима регистрации сигналов: непрерывный, старт-стопный по заданной программе и

старт-стопный с управлением по уровню сигнала (Загорский и др., 1971; Левченко, Мациевский, 2000).

В модели 1988 года использовалась цифро-аналоговая система, в которой запись низкочастотных сигналов в диапазоне от 0,01 Гц до 0,2 Гц производилась в цифровой форме на твердотельный накопитель, а от 0,2 Гц до 10 Гц - в аналоговой форме на многоканальный магнитофон. Цифровой регистратор был собран на базе отечественных микромощных БИС серии К588 и полностью совместим с ЭВМ «Электроника-60», которая использовалась для совместной работы с донной станцией. Однако этот регистратор имел ограниченный динамический диапазон - около 70 дБ, малый срок непрерывной регистрации низкочастотного сигнала - 18 часов и сравнительно большое потребление питания - 3 Вт (Мкртчян и др., 1989).

В результате модернизации сейсмографа в 1992 году был разработан цифровой регистратор на частотный диапазон от 0,003 Гц до 10 Гц с записью на твердотельный накопитель (Флэш-память). В основу был положен микрокомпьютер V-25 фирмы «Терн» (США) со встроенным многоканальным АЦП. Для расширения динамического диапазона применялась регистрация на двух уровнях с автоматическим переключением чувствительности, что обеспечивало общий динамический диапазон до 110 дБ. Система представляла собой программно-аппаратный комплекс для Intel-совместимого семейства процессоров и была снабжена средствами отладки, тестирования и визуализации. Регистратор донной станции работал совместно с РС-компьютером в режимах загрузки программы, установки параметров функционирования, считывания и визуализации данных и обеспечивал 72 часа непрерывной записи в цифровом режиме и около месяца в цифро-аналоговом режиме. Мощность питания регистратора с термостатированными часами составляла около 1,5 Вт.

В 1997 году был разработан цифровой регистратор, содержащий два микрокомпьютера - центральный и удаленного доступа. Микрокомпьютер удаленного доступа V-25 расположен непосредственно в корпусе сейсмоприемников и предназначен для цифрового преобразования и сжатия сигналов, управления режимами работы и чувствительностью каналов, регистрации данных в буферную память. Центральный микрокомпьютер (Octagon Systems, США) расположен в приборном контейнере и осуществляет считывание сейсмологических данных из буферной памяти и запись на жесткий диск большого объема, а также цифровое преобразование и регистрацию сигналов от других датчиков, расположенных на приборном контейнере. Длительность непрерывной регистрации сигналов для этой системы может составлять несколько месяцев, она ограничивается емкостью источников питания и стабильностью электронных часов.

В 2003 г. разработан новый цифровой регистратор, содержащий 24-разрядный сигма-дельта АЦП, управляющий микропроцессор типа ATMEGA128L, твердотельную энергонезависимую память объемом до 2 ГБ, блок точного времени с цифровой компенсацией температурной погрешности. Общее потребление питания регистратора составляет около 0,5 Вт. Регистратор

прошел натурные испытания во время сейсморазведочных работ в Индийском океане в составе донной сейсмостанции АДСС-1 (Зубко и др., 2003).

Хронирование регистрируемых сейсмических сигналов

Требования к стабильности часов современных автономных донных сейсмографов достаточно высоки и связаны с необходимостью согласованной обработки записей всех донных и наземных станций. В случае линейного роста временной погрешности относительная нестабильность часов как при регистрации землетрясений, так и в случае сейсморазведочных работ не должна превышать 10"8 (Соловьев, 1986). Основная погрешность часов определяется температурной зависимостью частоты кварцевого генератора. Для уменьшения этой погрешности применяются два основных способа: термостатирование кварцевого генератора или введение термокомпенсации с помощью термочувствительных цепей.

Таблица 3

Основные характеристики ряда промышленных квар11евых генераторов и

генератора ИО РАН

№ Частота

№ Название, Разработчик (МГц) Питание:

п/п тип Относитель. Напряжение (В)

погрешность Мощность (Вт)

1. «Сонет» Термо- Омский НИИ 10 12

статированный Приборо- 2-ю-" 0,3

строения

2. «Фиалка» Термо- Омский НИИ 10 12

компенсирован. Приборо- Ю-6 0,02

строения

3. ГК-36-ТК Термо- Фирма 10 12

компенсирован. «Морион», 2x10"6 0,036

Ст.-Петербург

4. АДС Цифровая ИО РАН, ОКБ 10 5

термокомпенсация ОТ РАН, г. 2-Ю"9 0,01

Москва

Серийные кварцевые генераторы с термостатом обеспечивают требуемую точность часов, однако потребляют значительную энергию (около 0,25 - 0,3 Вт), что соизмеримо с общим потреблением сейсмографа. Термокомпенсированные кварцевые генераторы потребляют по питанию несколько милливатт, однако имеют большую относительную погрешность около 10 6 (таблице 3).

Основной причиной относительно низкой стабильности промышленных термокомпенсированных кварцевых генераторов является компенсация температурной зависимости частоты аналоговым путем. При этом стабильность генератора зависит от качества подбора термокомпенсирующих цепей. Такой

подбор весьма трудоемок, а результат не стабилен во времени. Новые возможности обеспечивает цифровая компенсация температурной погрешности (Левченко и др., A.c. № 1512344, 1987, Патент РФ №2277298, 2004). В этом случае температурные поправки можно вводить с очень высокой точностью, определяемой только погрешностью измерения температуры и погрешностью таблицы поправок. Измерение температуры может производить с высокой точностью с помощью кварцевого термометра. Таблица температурных поправок может определяться для каждого кварцевого резонатора и храниться в памяти компьютера (Зубко и др., 2003).

Полагаем, что частота опорного кварца fit) и частота температурозависимого кварца F(t) определяются в основном текущим значением температуры (пренебрегаем влиянием других факторов за их малостью). Если указанные зависимости однозначны, то можно поставить в соответствие частоты опорного и температурозависимого генераторов с помощью табличного оператора Р: fiF) = Р[7*1 .Тогда поправка временного кода Дт(^) определяется выражением

M(tk)=)[f{p[F№/f,~l]dt.

о

Полученные оценки и результаты экспериментов показали, что если в опорном генераторе используется прецизионный кварцевый резонатор двухповоротного среза на частоте 10 МГц по седьмой механической гармонике, имеющий температуру первого экстремума в области 10 - 15°С со старением не более 10"' в месяц, а в качестве датчика температуры взят кварцевый резонатор термочувствительного Y среза, кварцевые генераторы с цифровой компенсацией температурной погрешности могут обеспечить при работе в диапазоне температур 0 - 10°С погрешность ухода частоты не хуже 10'8, что приемлемо для донных сейсмографов.

Следует, однако, отметить, что при длительной работе автономного сейсмографа на дне, например, в течение нескольких месяцев, временная погрешность часов может стать недопустимо большой. Если погрешность обусловлена старением кристалла кварца и монотонно увеличивается, то поправка вводится при обработке данных после подъема сейсмографа в виде пропорционального временного сдвига. Если погрешность носит случайный характер и закон ее изменения неизвестен, то для ее исключения необходимо проводить сверку донных часов во время работы станции на дне. Для этой цели можно использовать гидроакустический канал связи с обеспечивающим судном, при этом, однако, необходимо учитывать погрешности определения скорости звука в воде, помехи реверберации, гидроакустические шумы и др. В ИО РАН совместно с Новосибирским электротехническим институтом связи были разработаны способ и устройство для временной привязки часов донных сейсмографов к единой системе времени с помощью гидроакустического канала связи с обеспечивающим судном без подъема донной станции на поверхность (Криволапов и др., A.c. № 1586404, 1987). При этом указанные выше трудности были в значительной степени преодолены.

Разработанные кварцевые часы с цифровой компенсацией температурной погрешности прошли длительную лабораторную проверку и натурные испытания в составе донной станции АДСС-1 при сейсморазведочных работах в Индийском океане в 2004 -2005 гг.

Особенности конструирования широкополосных донных сейсмографов

Конструкция широкополосного автономного донного сейсмографа должна обеспечивать надежную защиту сейсмоприемников и регистрирующей аппаратуры от высокого давления, влаги, ударов о корпус судна и дно, удобство эксплуатации при постановке, всплытии, поиске на поверхности и подъеме на борт судна. В конструкции должны учитываться взаимодействие корпуса блока сейсмоприемников с дном акватории, влияние придонных течений и другие факторы. В ИО РАН использовались два типа носителей для широкополосных донных сейсмографов. В 1988 - 1989 гг. применялся носитель с поверхностным сигнальным буем, соединенным с донной станцией через соединительный фал, промежуточный груз и трос; с 1990 г. и по настоящее время используется носитель, состоящий из двух сферических контейнеров, один из которых имеет положительную плавучесть и удерживается возле дна с помощью груза, а второй с блоком сейсмоприемников располагается на дне (рис. 3 и 4).

Сейсмограф состоит из выносного контейнера блока сейсмоприемников (КСП) диаметром 450 мм и приборного контейнера (ПК) диаметром 650 мм, соединенных многожильным кабель-тросом (СК) длиной 50 метров. Контейнеры изготовлены из титана и покрыты специальной краской для лучшего обнаружения на поверхности. Общая масса сейсмографа в снаряженном состоянии составляет около 80 кг.

В КСП находятся вертикальный и два горизонтальных сейсмоприемника электрохимического типа, трехканальный малошумящий усилитель, фильтры ФНЧ, аналого-цифровые преобразователи, экономичный микроконтроллер с буферным устройством флэш-памяти, кварцевые донные часы. Все элементы блока КСП размещены в общем карданном подвесе. В приборном контейнере находятся управляющий микрокомпьютер с накопителем на жестком диске, донная часть гидроакустического канала связи, размыкатель балласта (РБ),

ГА/

Рис.3. Эскиз конструкции широкополосного донного сейсмографа ИО РАН

радио- и проблесковый маяки для поиска всплывшей станции и общий источник питания. Приборный контейнер имеет положительную плавучесть и удерживается у дна с помощью балласта (Б) и троса длиной около 3 метров. Трос необходим для исключения засасывания ПК мягким грунтом.

Постановка сейсмографа на дно на глубины до 5000 метров производится в свободном падении путем сбрасывания за борт с обеспечивающего судна. Пространственный разнос корпусов КСП и ПК осуществляется с помощью гидродинамического крыла, прикрепляемого к кабелю около КСП. Разнос контейнеров сейсмографа необходим для уменьшения помех от придонных течений, создающих завихрения вокруг ПК. Сцепление КСП с дном улучшается за счет применения специального наружного груза. Средняя плотность КСП примерно равна плотности донных осадков. Подъем станции на поверхность производится после срабатывания размыкателя балласта по гидроакустическому сигналу от судна, принимаемому через гидроакустическую антенну (ГАА) и блок гидроакустики.

Время автономной работы донных сейсмографов определяется тремя основными факторами: объемом источника питания, объемом накопителя информации и стабильностью электронных часов для временной привязки сейсмических событий. При современном развитии электроники и применении экономичных устройств средняя мощность питания не превышает двух ватт, а емкость накопителей информации составляет несколько десятков гигабайт, что позволяет осуществлять непрерывную регистрацию на дне широкополосных сейсмических сигналов в течение 1 - 2 месяцев с применением контейнеров указанных выше габаритов.

В целом конструкция широкополосного донного сейсмографа ИО РАН обеспечивает хорошую защиту от помех, создаваемых придонными течения, достаточную надежность и удобство эксплуатации при работе в автономном режиме. Вместе с тем, аппаратура контейнера сейсмоприемНиков (КСП),

Рис,4, Внешний вид широкополосного автономного донного сейсмографа ИО

РАН

содержащая собственный АЦП, микроконтроллер и буферную память, представляет собой законченный функциональный комплекс и может присоединяться к кабельной линии связи и питания для работы в стационарном режиме с береговым пунктом сбора информации.

Исследования широкополосных донных сейсмографов на стендах

Для определения основных метрологических характеристик широкополосные донные сейсмографы ИО РАН прошли длительные стендовые испытания. В 1993 г. в Лаборатории геофизики ВНИИФТРИ Госстандарта РФ были аттестованы электрохимические сейсмоприемники ЭХП-17. Определялись: коэффициент преобразования, коэффициент поперечной чувствительности, влияние температуры на коэффициент преобразования, собственные шумы. Измерения проводились в диапазоне частот 0,01 - 30 Гц на стандартном метрологически аттестованном вибростенде ВУ-2. В результате были построены относительные амплитудно-частотные характеристики - по скорости и ускорению перемещений для трех компонент блока сейсмоприемников. Максимум чувствительности находится на частоте около 0,5 Гц и составляет вместе с применяемым усилителем 3000 Вс/м. Температурная погрешность коэффициента преобразования в диапазоне от 23°С до 3 С составляет не более 2% на 1°С во всем частотном диапазоне. Поскольку при работе станции на дне температура меняется очень мало, эта погрешность может быть легко учтена.

Для проверки и отработки комплекса широкополосной цифровой донной сейсмостанции ИО РАН и ее программного обеспечения в Лаборатории сейсмометрии Института Физики Земли РАН были произведены длительные испытания с марта по август 1994 года и с мая 1996 года по апрель 1998 года. Была разработана и собрана специальная установка, включающая трехкомпонентный блок сейсмоприемников электрохимического типа с комплектом малошумящих усилителей, экономичный блок цифрового регистратора на базе микрокомпьютера V25 фирмы "Tern" со встроенным 11-канальным коммутатором, 12-разрядным АЦП с двумя уровнями регистрации (частота отсчетов 100 Гц на канал), кварцевые часы (погрешность 3-10"8) и персональный компьютер PC ШМ 486. Питание установки осуществлялось от стабилизированных источников и от батарей. В качестве образцовых сейсмоприемников использовались стационарные маятниковые широкополосные велосиметры Лаборатории сейсмометрии ИФЗ РАН типа КСЭШ-Р (три компоненты, полоса частот 0,003 - 10 Гц). Параллельная контрольная регистрация сейсмических сигналов производилась на стационарном сейсмографе ИФЗ РАН с сейсмоприемниками типа СПД (велосиметр, частотный диапазон от 0,0028 Гц до 2 Гц, динамический диапазон около 120 дБ).

В ходе испытаний было зарегистрировано несколько сотен местных и региональных землетрясений и несколько телесейсмических событий. При обработке сигналов определялись их энергетические спектры и функции когерентности, характерные периоды и амплитуды колебаний, спектры

дневных и ночных шумов. На рис. 5 изображены записи сигналов местных сейсмических событий, принятых на два испытуемых сейсмоприемника ЭХП-20, расположенных горизонтально, и на горизонтальный сейсмоприемник КСЭШ-Р. Записи практически совпадают по форме. Сравнительный анализ полученных записей позволил уточнить частотную характеристику испытуемых сейсмоприемников в области инфранизких частот.

ЫЛМ1^

ЭХП-20

ЭХП-20

КСЭШ-Р

17 Ч 19 50 Л 22

и" у Т Ссек')

Рис.5. Фрагмент сейсмической записи на стенде ИФЗ РАН (4 июля 1996 г.)

Частота (Гц)

Рис.6. Амплитудно-частотные характеристики образцовых сейсмоприемников ИФЗ РАН типа 80Е (кривые V и "Ь"), испытуемого сейсмоприемника ЭХП-17 (кривые "с" и "¿Г) ИО РАН и пьезоэлектрического акселерометра С1014 10а ВНИИФТРИ Госстандарта РФ.

(а)

(б)

Время, мин

20 30

Время, мин

Рис.7. Записи удаленных землетрясений, полученные на стенде ИФЗ РАН для разных сейсмоприемников: 8БЕ - маятниковый ИФЗ РАН, ЕНР - электрохимический ЭХП-17 ИО РАН;

(а) - Тайвань, М = 6,6, Д=67,5Н, 24.05.1994;

(б) - Мьянма, М = 6,5, Д= 90" 29.05.1994

На рис. 6 представлены обобщенные амплитудно-частотные характеристики образцовых сейсмоприемников ИФЗ РАН типа ББЕ (кривые "а" и "Ь"), испытуемого сейсмоприемника ЭХП-17 (кривые "с" и "<Г) ИО РАН и образцового пьезоэлектрического акселерометра С1014 ВНИИФТРИ Госстандарта РФ.

На рис.7(а) представлены вертикальные компоненты записей удаленного Тайваньского землетрясения 24 мая 1994 г., зарегистрированные с помощью различных сейсмоприемников - велосиметров 5БЕ и ЭХП-17, а на рис.7(б) -записи удаленного землетрясения в Мьанма (Бирма) 29 мая 1994 г. Обе записи вполне удовлетворительны. На записи ЭХП-17 несколько больший уровень шумов и меньший уровень длиннопериодных колебаний, по сравнению с записью БОЕ.

В результате испытаний было установлено, что разработанная аппаратура и программы (комплекс широкополосной донной станции) обеспечивают регистрацию сейсмических сигналов местных, региональных и удаленных землетрясений в частотном диапазоне от 0,05 до 25 Гц. На более низких частотах (ниже 0,05 Гц) регистрация сигналов была затруднительна из-за высокого уровня внешних помех в районе расположения ИФЗ РАН. Общая мощность потребления по питанию для донного комплекса составляла 0,8 Вт. За все время непрерывной работы не было отказов и выходов из режима ни регистратора, ни сейсмоприемников.

Глава 3. Исследование особенностей регистрации сейсмических сигналов

на дне акваторий

Регистрация сейсмических сигналов на дне акваторий существенно отличается от наземной. Основные отличия состоят во влиянии водного слоя и обводненного слоя осадков, способах взаимодействия корпуса сейсмографа с мягким дном, возбуждении сильных помех придонными течениями (Соловьев, 1985, 1986; Непрочное и др., 1982; Островский, 1998; Zelikovitz, Prothero,1981; Sutton et al., 1973, 1981a; Kasahara et al., 1980). Водный слой и слой осадков образуют специфические волноводы для сейсмических сигналов, что может привести к существенному изменению формы и амплитуды регистрируемых сигналов.

Взаимодействие морских сейсмографов с дном

Механическое взаимодействие корпуса донного сейсмографа со слоем мягких осадков имеет существенное значение. При определенных свойствах грунта возможно появление специфических помех и искажений сигналов, затрудняющих их достоверную регистрацию и интерпретацию. Этим вопросам посвящено значительное количество теоретических и экспериментальных работ. Преимущественно рассматривались искажения, связанные со свободными колебаниями тяжелого сейсмографа на упругом слое мягких донных осадков. Основой для такой модели послужили экспериментально наблюдавшиеся резонансные явления при регистрации сейсмических сигналов на дне акваторий и на болотистых грунтах (Sutton et al., 1981а, 1987; Соловьев, 1985, 1986; Островский, 1998; Zelikovitz, Prothero, 1981, Trehu, 1981, 19856; Lewis, Tuthill, 1981). К концу 1980-х годов по этим вопросам была выработана определенная концепция, в соответствии с которой формулировались рекомендации по оптимальному конструированию донных сейсмографов. Рекомендации заключались в определенном выборе массы и площади основания сейсмографа таким образом, чтобы частота собственного резонанса колебательной системы сейсмограф - упругое основание располагалась вне частотного спектра регистрируемых сигналов. Следует, однако, отметить, что эта концепция не была однозначно подтверждена экспериментами. Кроме того, в последнее время появился ряд новых экспериментальных результатов, которые не находили объяснения в рамках принятой ранее модели. В частности, при регистрации сейсмических сигналов в донных скважинах и в

толще воды наблюдаются аналогичные резонансные явления, как и при регистрации на дне, хотя контакт между мягким дном и сейсмографом в данных случаях отсутствует (Bradner et al., 1970; Araki, Suyehiro, 2001; Shinohara, Araki, 2001). Вместе с тем, экспериментально были обнаружены резонансные явления, возникающие при распространении упругих колебаний в обводненном дне, не связанные непосредственно с регистрацией сейсмических сигналов (Godin, Chapman, 1999 и др.). Тем самым ставится под сомнение адекватность теории и правильность разработанных ранее рекомендаций по конструированию донных сейсмографов.

В связи с неоднозначностью полученных ранее результатов нами было выполнено более подробное рассмотрение этих вопросов. Как известно выходы твердых пород, наиболее пригодные для размещения сейсмографов при регистрации сейсмических сигналов, занимают очень небольшую площадь дна морей и океанов. Наибольшее распространение (до 80%) имеют осадочные породы, состоящие в основном из мягких илов различного состава, в том числе алевритовые (0,01 мм S d < 0,1 мм) и пелитовые (d < 0,01 мм) илы. Были учтены как весо - массовые и упругие свойства донных осадков, так и другие, связанные с вязкостью, адгезией и внутренним трением, что ранее практически не принималось во внимание. Установлены и обоснованы существенные различия между несущими способностями дна по удержанию сейсмографа и процессом передачи сейсмических сигналов от донного массива к его корпусу.

В зависимости от содержания воды материал илистого дна может находиться в твердом, пластичном или текучем состоянии, (границы пластичности С5П и текучести Их). В пластичном состоянии материал дна имеет повышенную липкость и образует агрегатные связи между частицами и корпусом сейсмографа. При деформации такого материала образуются микроразрывы агрегатных связей, при сохранении общей его целостности. При дальнейшем повышении содержания воды материал дна переходит в текучее состояние и приобретает свойства вязкой жидкости. Значительная часть воды при этом находится в свободном состоянии, а твердые фракции при отсутствии перемешивания постепенно выпадают в осадок и консолидируются. Ширина зоны пластичности оценивается числом пластичности равным Фт - ГОП (Фролов, Коротких, 1983).

В соответствии с теорией, любое твердое тело при небольших нагрузках имеет область обратимых упругих деформаций. Для осадочных горных пород эта область достаточно мала и составляет не более 104 значения относительной деформации (Гутенберг, 1963; Саваренский, 1972; Справочник геофизика, 1966). Наличие этой области позволяет сейсмическим колебаниям распространяться с малыми потерями. В некоторых органогенных материалах (торф, скопления водорослей) область относительных упругих деформаций намного больше и может составлять несколько единиц. С увеличением нагрузок появляются необратимые пластические деформации твердых тел. Энергия при пластической деформации расходуется на нарушение внутренних связей между частицами, что эквивалентно внутреннему трению в вязкой жидкости (модель Больцмана). В отличие от вязких жидкостей, в твердых

пластичных телах имеется некоторое начальное напряжение сдвига т0, аналогичное трению покоя для соприкасающихся поверхностей. В соответствии с законом Бингхема напряжение сдвига для пластично-вязких тел равно (Mei, Liu, 1987)

r = r„ + ,/f,

где т0 - начальное напряжение сдвига, щ - кинематический коэффициент

dv

вязкости,--производная скорости движения по поперечному расстоянию

dl

(Jiang, LeBlond, 1993; Liu, Mei, 1989; Mei, Liu, 1987). Под временем релаксации понимается время, в течение которого исчезают напряжения, появившиеся в среде после приложения некоторой нагрузки или деформации. Время релаксации прямо связано с вязкостью и для упруго - вязких тел определяется выражением (Саваренский, 1972)

где коэффициент вязкости ц и модуль сдвига ц выражаются в Пас и Па соответственно, а время релаксации Р - в секундах.

Исследовалось размещение тяжелого корпуса сейсмографа на мягком дне. Удельный вес верхнего слоя мелкодисперсных донных осадков естественной влажности, содержащих 50 - 70% пелитовой фракции, колеблется от 12000 до 18000 Н/м3 (Лисицын, 1974). В табл. 4 приведены массогабаритные характеристики для некоторых типов донных сейсмографов.

Таблица 4

Сравнительные массо — габаритные характеристики ряда донных сейсмографов

Тип, разработчик Масса на воздухе (кг) Общий объем (м3) Площ. основ. (м2) Вес в воде (Н) Удель. вес (Н/м3) Давл. на ДНО (Па)

АДСС-1, ОКБ ОТ РАН, ИО РАН (Россия) 80 0,066 0,20 140 2120 700

ШАДС, ИО РАН (Россия) 53 0,048 0,07 50 1040 714

ДСС, ИО РАН (Россия) 80 0,03 0,30 500 16666 1666

БЕОБЧ СЕО-Рго (Германия) 57 0,045 0,20 120 2666 600

5ЮЬ, Скрипсовский институт океанографии (США) 230 0,110 0,21 1200 10909 5714

и\УТТ, Университет штата Вашингтон (США) 125 0,083 0,126 420 5060 3360

Из таблицы видно, что для этих приборов удельный вес на воздухе примерно равен удельному весу осадков, а в воде эквивалентный удельный вес в несколько раз меньше. Из рассмотрения приведенных данных следует, что донные сейсмографы при заглубление в мягкое дно имеют небольшой избыточный вес или не имеют его вовсе. Избыточный вес может уравновешиваться за счет статической вязкости донных грунтов. Поэтому донные сейсмографы не должны глубоко проседать в мягкое дно.

С целью оценки несущих свойств мягкого дна и качественной проверки приведенных теоретических формул применительно к вопросам взаимодействия сейсмографа с дном был проведен ряд экспериментов. В качестве опытного материала была взята глина, гранулометрический состав которой приведен в табл. 5. Общее содержание фракций мельче 0,01 составляло более 63%, и по классификации А.ПЛисицина этот материал относится к алеврито-пелиту, наиболее широко представленному в донных осадках.

Таблица 5

Гранулометрический состав экспериментального материала

Размер 1 - 0,5- 0,25- 0.1 - 0,05- 0,01 - 0,005 <

(мм) 0,5 0,25 0,1 0,05 0,01 0,005 -0,001 0,001

Состав (%) 0,5 1,03 5,61 7,67 21,6 25,15 25,02 13,4

Представляет интерес рассмотрение процесса образования мягкого дна и оценка его несущих свойств. С этой целью приготавливалась суспензия из указанного глинистого материала с повышенным до 40% содержанием воды. Эта смесь с толщиной слоя 125 мм помещалась в стеклянный сосуд. Результаты измерений толщины слоев воды и осадка в процессе осаждения приведены в табл.6.

Таблица б

Зависимость осаждения экспериментального материала от времени

Время (часы-мин.) 0-00 0-15 1-30 20-30 44-30 70-00

Слой воды (мм) 0 15 20 22 25 25

Слой осадка (мм) 125 110 104 100 98 97

Из приведенных данных следует, что процесс осаждения в основном заканчивался через двое суток. Граница между слоями четко обозначилась через 1,5 часа. Средняя плотность осадка равнялась 1980 кг/м3, что соответствует плотности при влажности, равной пределу пластичности. С целью оценки несущих свойств слоя осадков, через 21 час после начала эксперимента на его поверхность был помещен стальной стержень диаметром 20 мм и длиной 65 мм (плотность 7800 кг/м3). Стержень погрузился на глубину около 25 мм и оставался на этой глубине. В течение последующих 24 часов стержень опустился еще на 3 мм. Таким образом, можно сделать вывод, что для

данного гранулометрического состава осадка (близкого к наиболее распространенным донным породам) при свободном осаждении его несущие свойства оказываются достаточными для удержания на поверхности тяжелого стального цилиндра.

Следующий эксперимент был проведен с целью оценки некоторых механических характеристик осадочного материала (вязкости и статического внутреннего трения), которые не приводятся в известной литературе. Перфорированная пластина помещалась внутрь или на поверхности исследуемой среды и приводилась в равномерное движение с помощью силы F, параллельной ее плоскости. Напряжение сдвига определялось как отношение F/S, где S - поверхность пластины. Перфорация применялась для лучшего сцепления пластины со средой. Результаты эксперимента показывают, что для пластичной среды данного состава начальное сдвиговое напряжение тс соизмеримо по величине с напряжением т при малых скоростях V. Для текучей среды начальное сдвиговое напряжение т0 и коэффициент вязкости относительно малы (Таблица 7).

Таблица 7

Результаты определения вязкости и статического внутреннего трения

Условия эксперимента То (Па) d (мм) т(Па) V (мм/с) ц (Пас)

Пластичная среда, пластина внутри 450 8 568 0,2 5714

Пластичная среда, пластина снаружи 570 8 1136 1,0 4545

Пластичная среда, пластина снаружи 570 8 1704 4,5 2020

Текучая среда, пластина внутри 56,8 2 284 3,0 94,6

Целью следующего эксперимента являлась оценка процесса погружения тяжелого корпуса сейсмографа в мягкий грунт. Для эксперимента была взята алюминиевая тонкостенная полусфера с радиусом К = 80 мм, массой 0,1 кг. Полусфера размещалась на поверхности пластичной глинистой породы описанного выше состава с влажностью 34% (пластичная среда, плотность 1790 кг/м3) и 58% (текучая среда, плотность 1600 кг/м1). В полусферу помещался различный груз и измерялась глубина погружения в породу за определенное время. В процессе эксперимента было установлено, что погружение полусферы в пластическую среду происходило достаточно медленно (в течение нескольких часов) с постепенным замедлением, возможно, по экспоненциальному закону. Результаты эксперимента по погружению полусферы в пластичную среду при различной нагрузке от 6Н до 21Н представлены на рис.8.

Рис. 8. Зависимость от времени глубины погружения сферического корпуса в мягкое дно при различной нагрузке.

Рассмотрим процесс погружения сферического корпуса сейсмографа в мягкое дно (рис. 9). Под действием веса корпуса под ним образуется область повышенного давления. В непосредственной близости к стенкам из-за упругой реакции среды давление направлено перпендикулярно к поверхности корпуса. Под действием давления происходит пластическая деформация материала дна. Вследствие малого коэффициента сжатия среды часть массы осадков перемещается вдоль поверхности корпуса в стороны и вверх, образуя кольцевой выступ на поверхности дна. Это движение происходит достаточно медленно вследствие большой вязкости среды.

На корпус сейсмографа, кроме собственного веса, действуют выталкивающая сила воды, выталкивающая сила дна, сопротивление вязкого трения и остаточное сдвиговое напряжение в слое осадков. По мере погружения корпуса давление под ним уменьшается вследствие увеличения площади основания. Вместе с тем увеличивается сопротивление за счет сдвигового напряжения в осадках. В результате силы противодействия уравновешивают вес сейсмографа, и движение прекращается.

Рис. 9. Схема взаимодействия корпуса сейсмографа с упруго-вязким дном R, Р - радиус и вес сейсмографа, h -глубина погружения корпуса, D, Д -размеры пристенной деформации осадка, о -нормальное давление, т - касательное напряжение

Следует отметить, что при погружении сейсмографа в мягкое дно происходят в основном пластические необратимые деформации. Пространственный масштаб этих деформаций соизмерим с размерами корпуса сейсмографа, т.е. относительные деформации близки к единице. Масштаб же обратимых упругих деформаций, при которых осуществляется распространение сейсмических колебаний, составляет малые доли от длины волны (менее 10"4), т.е. отличается на четыре порядка. Постоянные времени процессов, происходящих при погружении сейсмографа в мягкое дно, составляют от десятков до единиц часов, а периоды колебаний используемых сейсмических сигналов - от десятков секунд до десятых долей секунды. Упомянутые выше отличия пространственного и временного масштабов определяют независимость явлений, происходящих при погружении корпуса сейсмографа в мягкое дно и при регистрации сейсмических сигналов.

Оценивался характер движения корпуса сейсмографа в упруго - вязкой среде. В зависимости от соотношения скорости протекающих процессов и времени релаксации /? одни и те же тела могут проявлять свойства жидких или твердых сред. В работе (Ландау, Лифшиц, 1987) приведен теоретический критерий для определения свойств упруго-вязких тел в случае гармонических колебаний с частотой со. Связь между напряжением тА и деформацией сдвига Yik для такой среды определяется выражением

Tik = 2pYlk(l+£/coP)-1.

Если со/? < 1, то тело ведет себя как жидкость с вязкостью Т1 = цД если со/? > 1, то преобладают свойства твердого тела с упругостью р = х^ /(±. В первом случае корпус сейсмографа будет двигаться по отношению к осадкам подобно поплавку, во втором -упруго колебаться вместе с осадками. Время релаксации /? характеризуется временем погружения корпуса сейсмографа в слой осадков и обычно составляет единицы часов. Поэтому для всего диапазона частот (0,003 -30 Гц), обычно используемого в донных сейсмографах, значение со/? составляет от 68 до 68-104 (для /?, равном 1 часу). Таким образом, в соответствии с

указанным критерием сейсмограф должен двигаться вместе со слоем осадков в пределах их упругих деформаций.

Рассматривалось взаимодействие сейсмографа с дном акватории при регистрации сейсмических сигналов. Оценивались статические упругие деформации дна под влиянием веса сейсмографа. В результате получено: для вертикальной деформации на поверхности (z = 0, х = у): uz(x) = 1,210"9х~'; для вертикальной деформации по вертикальной оси (х = у = 0): uz(z) = 2,4-10"9 г_1; для горизонтальной деформации на поверхности (z = 0, х = у): их(х) = - 0,710 |П х горизонтальная деформация по вертикальной оси равна нулю. Отсюда следует, что статические упругие деформации дна под воздействием веса сейсмографа пренебрежимо малы.

Оценивались массогабаритные параметры системы тяжелый сейсмограф - упругое дно с учетом массы колеблющегося дна. Ранее использовалась модель в виде маятника, состоящего из вертикальной безмассовой пружины с сосредоточенной массой сейсмографа и присоединенными массами воды и осадков наверху (Sutton et al., 1973, 1981а, 1981b, 1987; Соловьев, 1986; Zelikovitz., Prothero, 19;, Trehu, 1981). Такая модель представляет собой стоячую волну с пучностью вверху и узлом у основания. Предполагалось, что сейсмограф совершает собственные вертикальные колебания, а окружающая среда на большом удалении неподвижна. Упругие колебания дна не могут происходить только под основанием сейсмографа а занимают, согласно принципу непрерывности среды, некоторую прилегающую область, примерно равную половине длины волны (100 м и 50 м соответственно для продольных и поперечных волн в слое осадков на частоте около 10 Гц). Длина «пружины» равна четверти длины волны в слое осадков. Таким образом, вместе с сейсмографом должен колебаться участок дна, значительно превышающий по объему и массе сейсмограф. Для продольных колебаний соотношение этих масс составляет примерно восемь порядков, а для поперечных - от четырех до семи порядков. Отсюда делается вывод об отсутствии заметного влияния массы сейсмографа на результаты регистрации сейсмических колебаний на дне в пределах рассмотренных выше условий.

Влияние обводненного слоя осадков на регистрацию сейсмических

сигналов

Важное значение имеет изучение резонансных явлений, наблюдаемых в слоях обводненных донных осадков при регистрации сигналов донными сейсмографами, (Chapman N., Chapman D., 1993; Godin, Chapman, 1999; Robins, 1998). Следует, также отметить, что при регистрации сейсмических сигналов на морском дне во многих случаях наблюдаются аномально большие амплитуды поперечных объемных волн по сравнению с продольными (превышение на порядок и более), несмотря на то, что затухание поперечных волн в донных осадках намного сильнее. Эти явления можно связать с наличием плоских волноводов в слое донных осадков и возникновением в них резонансного усиления колебаний.

Необходимо подчеркнуть, что общий анализ распространения сейсмических волн в многослойной среде в значительной степени затруднен из-за трансформации на границах слоев продольных волн в поперечные и наоборот. Поэтому для расчетов в многослойных средах обычно используют упрощенные модели и численные методы, однако при этом в значительной степени теряется общность анализа. В данной работе рассмотрен частный случай нормального падения продольных и поперечных волн на границу раздела. При этом, как известно, не происходит взаимной трансформации волн. В то же время такая модель позволяет установить особенности прохождения продольных и поперечных волн через обводненный слой осадков и получить выражения в общем виде. Для анализа использован метод когерентного суммирования волн, отраженных от границ слоя осадков (Саваренский, 1972; Chapman N., Chapman D., 1993), распространенный на случай среды с потерями. При анализе рассматривались плоские волны.

! \ h ' \ \ 1 с р i

i \ \ t h, L К У / г > Cpl ©si Р\ 2 /

> / Р < i Р, S \ 3 С «Я ft s,

7.

Рис.10. Модель океанической среды: водный слой (1), слой обводненных осадков (2), консолидированное основание (3).

Р.РоЭ,

направления падения прямых и отраженных продольных и поперечных волн.

На рис.10 представлены в разрезе водный слой h, обводненный слой осадков hj и нижнее полупространство, объединяющее консолидированные осадки, габбро и верхнюю мантию. На рисунке обозначены с, сР[, cSi, сю, cS2 -скорости продольных и поперечных волн и р, р2 - плотности среды в слоях и нижнем полупространстве. В качестве конкретных значений для анализа взяты физические характеристики обобщенной модели коры Атлантического и Тихого океанов (Webbs, 1982) (таблица 8).

Таблица 8

Физические параметры среды для модели рис. 10

Регион Pi . Р2 С|р С 2Р csi CS2 8Р

кг/м кг/м3 км/с км/с км/с км/с дБ/мГц дБ/мГц

Атлантика 2000 2500 2,0 5,5 0,53 3 0,2 0,9

Тихий океан 1600 2600 1,6 5,2 0,35 2,5 0,07 0,6

Рассмотрено распространение продольной и поперечной волн (скорости смещения частиц), приходящих из нижнего полупространства в слой осадков

Vp = VP0 exp j(-ox -kz + jSpfz), Vs = Vso exp j(-ca -lcz + jSJz),

где V0 - амплитуда падающей волны, к - волновое число, S- коэффициент затухания,

/- частота, со = 2л/,

Р = pi - ;р2 = khi ~ А •

Получены общие выражения для модуля и фазового сдвига коэффициента передачи продольных волн на дне акватории

\КР\ = 2[{(1 + aóa0)chj32 + (aá + a0)shf¡2}2 cos2 Д +

+ {(ад + cc0)chfi2 + (1 + añaB)shJ32}2 sin2 ДГ1'2

tgd = [(1 + ада„ )с1фг + (ад + а„ )sh)32 ]ч {{ад + а„ )chp2 + (1 + адап )shJ32

В этих выражениях параметры осг,=рс/р1с1Р и сх0=р1с1/р2с,2? определяют влияние волновых сопротивлений водной среды, слоя осадков и основания, параметры Pi и р2 определяют соответственно задержку во времени и затухание волны в слое осадков. При малых отличиях волновых сопротивлений слоя осадков и основания oto —»1, тогда

\KP\^2[(l + ctd)(chj32+shj32)Yl и е-»р„

т.е. модуль коэффициента преобразования зависит только от коэффициента прохождения волны 2/(1 + a¿>) и от потерь р2, а фазовый сдвиг определяется временной задержкой в слое. Для очень низких частот толщина слоя осадков hi « X, тогда pi = (2лЛД) -> 0 и р2 = (5рСР|ЬД) -> 0. В этом случае jA'pj -> 2/(1 +аг1а:) и 0 —> 0. При существенном отличии волновых сопротивлений водной среды и основания произведение о^а^ = (рсф2сга) —> 0 и —> 2. Это известное явление удвоения амплитуд скорости и смещения частиц на свободной поверхности.

Для всех р, = тс(2п - 1^2, (n = 1,2 ...) = 2[(аг> + ао )chp2 + (1 + айа0 )shp2)]"' и в = тс/2.

При малых потерях в слое осадков р2 —> 0 2¡{ай +<%„). Поскольку

Oá и (Хо обычно меньше единицы, то коэффициент преобразования ¡A^J может превышать 2, т.е. возможно резонансное усиление продольных волн в слое осадков.

Для сдвиговых волн в слое осадков at)j =р<Ур[С]$ = 0 и выражения для модуля коэффициента преобразования и фазового сдвига на дне имеют вид

|Ks| = 2[(chp2S + a0Ssh/32S f cos2 0ls + (afíSchp2S + shp2S)2 sin2 J3ÍS ] tg6s = (ch/32S + aoSshj32S y1 (aoSchfi2S + shps )tgfils.

Сравним эти выражения с полученными ранее для продольных колебаний.

При cu -> 1, \KS I 2{chpls + shp2S y1 и es pis. Для очень низких частот p[S -» 0 и —> 0. В этом случае | -^ 2 и 0 —> 0. Для всех Pis = я(2п- Щ, (n = 1,2 ...), | = l(aoSchp2S + sh02S )~\q = nil.

При малых потерях в слое осадков р2 0 и —> 2/«roS . Поскольку оCqS < 1, в слое донных осадков возможно резонансное усиление поперечных колебаний. Выражения ¡A^j = 2/(or,, +ао) и \К5\-2/ао5 могут служить для оценки добротности слоя осадков, определяющей его резонансные свойства. Следует отметить, что его добротность зависит от двух факторов: отношения волновых сопротивлений водной среды, слоя и основания (параметры ota, «о. «оs ) и величины затухания в слое (параметры Д). Поскольку 1 > (a¿, (Хо, Oes) > 0 эта добротность всегда ограничена, даже при отсутствии затухания. Следует отметить что добротность слоя осадков для продольных колебаний всегда

меньше, чем для поперечных, так как \К^ = 21{ад+ао) всегда меньше \KS\ = 2/aoS, поскольку в знаменателе первого имеется добавочное слагаемое а<>

и «оs = PiCs/РгСя обычно меньше чем а,, = р1Ср/р2Ся2.

На рисунках 11 и 12 приведены примеры расчета в соответствии с принятой моделью (рис.10) коэффициентов передачи скорости смещения дна для продольных |Кр| и поперечных |Ks| волн в зависимости от частоты при различных коэффициентах затухания 5 в слое осадков.

На графиках можно отметить резонансные максимумы и минимумы, уменьшающиеся с повышением частоты и увеличением затухания, что наблюдалось и в экспериментах. Несмотря на большее затухание (8S > 8Р), резонансные явления для поперечных волн выражены сильнее, чем для продольных. Это происходит потому, что дно полупрозрачно для продольных волн, а добротность слоя определяется как затуханием в нем, так и потерями при прохождении через границы.

Рис.11 Коэффициенты передачи скорости смещения дна для продольных |КР| волн в зависимости от частоты при различных коэффициентах затухания 8 в слое осадков

Рис.12. Коэффициенты передачи скорости смещения дна для поперечных |Кя| волн в зависимости от частоты при различных коэффициентах затухания 8 в слое осадков

Эффективная толщина обводненного слоя осадков при расчетах была принята 300 м для продольных волн и 100 м для поперечных. Это соответствует обобщенным моделям скоростных разрезов для Тихого и Атлантического океанов, а расчетные резонансные частоты близки к наблюдаемым. Следует отметить, что полученные зависимости |КР| и |K,s| от Pi и р2 достаточно универсальны. Параметры Pi и р2 прямо пропорциональны произведению /г/ поэтому графики рисунков 11 и 12 не меняют форму при изменении толщины слоя осадков и соответствующем изменении масштаба оси частот.

Влияние придонных течений на работу донных сейсмографов

Придонные течения, как показывает практика, могут создавать серьезные помехи для донных сейсмографов. В литературе описываются результаты регистрации таких помех, дается их качественный анализ, приводятся результаты моделирования (Duenneber et. al., 1981; Kasahara et. al., 1980;

Соловьев, 1986; Контарь и др., 1991). Было установлено, что, начиная со скоростей течений 3-5 см/с, на выступающих частях донных станций появляются завихрения (вихри Кармана), которые приводят к возникновению колебаний, воздействующих на чувствительные сейсмоприемники донных станций. Однако в известных публикациях не приводились количественные оценки интенсивности помех и не давались конкретные рекомендации по их уменьшению.

Рис.13. Эскиз донного сейсмографа с выносным блоком сейсмоприемников на дне акватории ,2/3 и- направление и скорость течения,

I - характерный размер контейнера и масштаб турбулентности, й - диаметр тонкомерных элементов,

г — расстояние от источника помех,

I - интенсивность пульсаций

В ИО РАН в результате 20-летней практики постановок донных сейсмостанций накоплен определенный опыт борьбы с помехами от придонных течений. В теоретических исследованиях использовались идеи, изложенные в работе (Л.Д.Ландау, Е.М.Лифшиц, Гидродинамика, 1988). При этом применялось сочетание качественных оценок турбулентности, изложенных в литературе, и количественных результатов собственных экспериментальных исследований. Рассмотрены механизмы возбуждения помех придонными течениями, приведены оценки частотного диапазона и интенсивности излучения помех, оценки затухания помех с расстоянием от источника, даны рекомендации по величине разноса блока сейсмоприемников и приборного контейнера (Левченко, 2001).

Согласно (Ландау, Лифшиц, 1988), вблизи тела, помещенного в поток, непосредственно за линией отрыва образуется крупномасштабная турбулентность с характерными размерами I (рис.13). Затем масштаб турбулентности уменьшается, а область расширяется. Наконец, мелкомасштабная турбулентность диссипирует. В зависимости от характера и скорости набегающего потока, за обтекаемым телом остается ламинарный или

турбулентный след. В обоих случаях непосредственно за телом образуется вихревая область, которая вызывает его колебания. Ламинарный след отличается отсутствием перемешивания слоев в безвихревой области следа. Необходимо отметить, что изменение направления течения может сильно влиять на уровень помех, т.к. контейнер с сейсмоприемниками может попасть в зону турбулентного следа от крупных неровностей дна или основного контейнера с аппаратурой. Этим можно объяснить появление так называемых "придонных штормов" (Контарь и др., 1991; ЬеусЬепко а1., 1994). Радиус турбулентного следа растет с расстоянием г пропорционально г"3, а средние скорости пульсаций уменьшаются пропорционально г20. Отсюда следует достаточная устойчивость турбулентного следа с изменением расстояния. Однако вместе с уменьшением скорости пульсаций уменьшаются числа Рейнольдса и турбулентный след переходит в ламинарный.

Рассмотрены три основных механизма возбуждения помех придонными течениями: прямое раскачивание контейнера с сейсмоприемниками нестационарными потоками, возбуждение акустических колебаний в воде за счет появления турбулентности около выступающих частей донной станции, возбуждение акустических колебаний за счет вибрации упругих элементов станции под воздействием нестационарного потока. Следует отметить, что при больших числах Рейнольдса вязкостью жидкости можно обычно пренебречь, что упрощает выражения для турбулентности. Другое упрощение состоит в возможности пренебрежения сжимаемостью воды при рассмотрении колебаний вблизи малого источника излучения с размерами I « X, где X - длина волны акустических колебаний.

Поток воздействует на сферический контейнер с силой, пропорциональной средней скорости течения, пульсационной скорости Ди и квадрату радиуса сферы а

ДИ ~ и рДи а2

Скорость колебаний V сферического контейнера с сейсмоприемниками прямо пропорциональна пульсационной скорости потока жидкости Ди и зависит от его массы и сопротивления воды (присоединенная масса). Эту скорость удобно представить через среднюю плотность контейнера рконт и плотность жидкости р:

V = ЗрДи /(р + ркшгг).

Из этих выражений следует, что для уменьшения влияния течений необходимо увеличивать массу контейнера с сейсмоприемниками и уменьшать его объем и поперечное сечение. Следует отметить, что этот вывод в определенной степени противоречит требованиям теории сцепления блока сейсмоприемников с мягким дном, поэтому здесь требуется компромиссное решение.

Рассмотрен вопрос возбуждения акустической помехи турбулентным течением. Для оценки энергетических соотношений в турбулентном потоке в связи с изменением линейных масштабов и скоростей введено понятие удельной энергии в единице массы жидкости за единицу времени. Удельная

энергия диссипации, равная в первом приближении исходной энергии турбулентности

е дне ~ (Au)3 г] / (/ Rxp).

Здесь и дальше даются оценки пропорциональности, а не равенства, поэтому используется соответствующий знак -. Это связано с тем, что количественные соотношения и и Au для турбулентного движения в общем случае неизвестны.

Основной источник акустической помехи сосредоточен непосредственно за телом на расстояниях ~ I от линии отрыва, т.к. в пределах этой области пульсации коррелированны, а значит, излучение будет максимальным. Соотношения для удельной звуковой энергии, вызванной турбулентностью

езв~ (Ди)8/(/с5) = (Au /с)5 (Au /lf /\ где с - скорость звука в воде. Здесь отношение (Au/I) имеет размерность частоты и соответствует некоторой частоте пульсаций потока. Найдено отношение £зВ/ед„с ~ (Au / с)5. Так как Au много меньше с, то эффективность излучения звука за счет турбулентности потока можно считать очень низкой.

Рассмотрено затухание акустического поля помехи с расстоянием. Поскольку для частотного диапазона донных широкополосных сейсмографов характерно соотношение X » гконт » I (где X - длина звуковой волны, гконт -разнос контейнеров, I - размер излучателя), то область излучения помехи можно считать точечным источником поля, а вследствие коррелированности пульсаций - близким к монополю. Поэтому скорость частиц жидкости акустической волны будет уменьшаться в ближней зоне (А. » г) пропорционально квадрату расстояния г, т.е. v^ - Au /г2.

Рассмотрен вопрос излучения акустической помехи колеблющимися упругими элементами донной станции. Такими элементами являются тонкомерный трубчатый каркас, антенна, буйреп, соединительные кабели и др. Излучение носит дипольный характер. Колебания этих элементов возбуждаются обтекающим потоком и могут иметь резонансные максимумы, однако вследствие большого сопротивления воды добротность их невелика. Запишем для случая малого (/ « X) гармонически колеблющегося тела в ближней зоне (kr « X) выражение

vKon~ О /г3) Aue^cosO,

где vK0JI - скорость частиц в акустической волне, к - волновое число, г -расстояние, 0 - угол между вектором скорости тела и направлением распространения волны. Из сравнения v^p и vK0„ следует, что в первом случае излучение равнонаправлено и затухание скорости с расстоянием происходит по квадратичному закону, во втором - носит дипольный характер и затухание пропорционально третьей степени расстояния.

Сравненим уровни акустических помех, возбуждаемых колеблющимися элементами станции и турбулентными вихрями вокруг этих элементов. Отношение удельной (на единицу длины) интенсивности излучения колеблющегося 1кол и пульсирующего Зщя цилиндров одинакового диаметра d

•1*0Л / 1пул = 2п б2/ у}.

Поскольку справедливо (с! « X), то это отношение мало, т.е. интенсивность излучения помех за счет колебаний упругих элементов много меньше, чем за счет завихрений у этих элементов. Следует отметить, что из-за малых размеров излучателей и низких скоростей их движения (по сравнению с длиной волны и скоростью звука) эффективность излучения во всех рассмотренных случаях достаточно мала. Она растет с ростом частоты пульсаций и размеров излучателя примерно в третьей степени. Однако, несмотря на то, что лишь малая доля энергии турбулентности преобразуется в звуковую помеху, вследствие высокой чувствительности сейсмографов (порог чувствительности составляет 10"9м/с) эти помехи могут оказывать существенное влияние на сейсмоприемники, расположенные в непосредственной близости от источника турбулентности.

Основываясь на полученных соотношениях, рассмотрены конкретные вопросы выбора некоторых конструктивных параметров широкополосных донных сейсмографов. Произведена оценка частотного диапазона помех со, возникающих за счет турбулентных явлений на элементах станции. Нижняя и верхняя оценки частот пульсаций связаны со скоростью течения и, масштабом турбулентности I и числами Рейнольдса

и// < со < (и/0(К/ИкР) = и2р /пЯ

Масштаб турбулентности определяется характерными размерами элементов станции: приборный корпус ~ 1 м, внешние элементы (гидроакустическая антенна, проблесковый маяк и др.) - 0,1 м, буйреп, соединительные кабели, рама, радиоантенна - 0,01 м (диаметр). Характерные скорости придонных течений, при которых проявляются помехи, составляют от ~ 0,03 м/с до 0,5 м/с. Рассматривая условия развитой турбулентности (КЖкр) > 10 и полагая, что частотный диапазон помех совпадает с диапазоном пульсаций турбулентности, получаем частоты от 0,03 до 500 Гц. Поскольку частотный диапазон широкополосного сейсмографа составляет 0,003 - 20 Гц, то помехи в значительной степени его перекрывают. В низкочастотной части диапазона сейсмографа возможно возникновение помех за счет турбулентных явлений на крупных неровностях дна (до 10 м). Поэтому широкополосные сейсмографы целесообразно размещать по возможности на ровном дне.

Скорость придонных течений падает с уменьшением расстояния до дна. Отсюда следует очевидный вывод о необходимости максимального приближения элементов донной станции ко дну, а сами элементы должны быть достаточно плоскими. Однако на практике это сделать обычно не удается. Например, корпуса донных станций с положительной плавучестью необходимо располагать на некотором расстоянии от дна (обычно 2-3 метра), во избежание их засасывания мягким илом. Не все тонкомерные элементы станции можно спрятать внутрь корпуса.

Рассмотрен важный вопрос разноса блока сейсмоприемников и приборного контейнера. Необходимость разноса определяется следующими

обстоятельствами: помехи за счет движущихся частей в приборном контейнере (реле, жесткий диск и др.); помехи от придонных течений; связь между горизонтальными и вертикальным сейсмоприемниками за счет раскачивания большого контейнера на мягком грунте. По указанным причинам в широкополосных донных сейсмографах применяются в настоящее время почти исключительно выносные сейсмоприемники. Однако при этом оставался открытым вопрос величины разноса. Из полученных выше соотношений нельзя оценить эту величину непосредственно. Вместе с тем, это можно сделать следующим образом. Известны экспериментальные результаты по измерению уровня помех за счет течений в сейсмографах с совмещенными сейсмоприемниками (Воронина и др., 1995; Контарь и др., 1991; Левченко, 2001) (в среднем около 1000 нм/с). Положим, что необходимо снизить уровень акустических помех до уровня фоновых микросейсм (около 1 нм/с), т.е. в 1000 раз. Из полученных соотношений следует, что в худшем случае затухание помех с расстоянием пропорционально (1/г)2. Приняв максимальный характерный размер турбулентности (/ = 1 м), получаем разнос г > ~31 м.

При воздействии турбулентного следа от приборного контейнера на контейнер сейсмоприемников необходимо обеспечить такой их разнос, при котором турбулентный след переходит в ламинарный, т.е. для развитой турбулентности число Рейнольдса должно уменьшиться примерно на порядок. Учитывая, что скорость в турбулентном следе падает с расстоянием в г раз, при характерном масштабе турбулентности 1 м получаем требуемый разнос около 30 метров. В широкополосных донных сейсмографах ИО РАН длина соединительного кабеля между блоком сейсмоприемников и приборным контейнером составляет 50 м, что позволяет обеспечить их необходимый разнос.

Глава 4. Результаты регистрации и исследования сигналов микросейсм и землетрясений на дне

Микросейсмы регистрируются в широком частотном диапазоне и служат естественным фоном, который определяет порог чувствительности сейсмографов. Кроме того, изучение микросейсм представляет самостоятельный интерес, так как механизмы их генерации и особенности спектрального распределения до сих пор не совсем ясны. Однако, несмотря на многочисленные исследования в этой области (библиография насчитывает около 500 источников), остались невыясненными следующие важные вопросы: источники и места генерации микросейсм (прибрежные зоны или открытый океан), пути распространения микросейсм (глубинные слои Земли, земная кора или водная среда), причины устойчивости формы спектра микросейсм, характер затухания микросейсм при распространении на большие расстояния, поведение микросейсм на границе океан - континент, природа микросейсмических «штормов», волновой состав микросейсм. Основные причины такого положения, по нашему мнению, заключаются в большой сложности прямых измерений на океаническом дне относительно слабых сейсмических шумовых сигналов на низких частотах. Поэтому основная масса

измерений микросейсм на низких частотах (ниже 0.1 Гц) выполнялась на суше стационарными сейсмографами и на значительном удалении от берега.

Исследования микросейсм в экспедициях Института океанологии РАН

В Институте океанологии РАН с конца 80-х годов разрабатываются и используются автономные широкополосные донные сейсмостанции (ШАДС) с частотным диапазоном от 0,003 до 20 Гц. С помощью этой аппаратуры был получен ряд уникальных записей микросейсм и землетрясений в широком частотном диапазоне в Эгейском, Черном и Баренцевом морях, в Атлантическом океане и в ряде других акваторий.

Во время 45-го рейса НИС «Дмитрий Менделеев» (1989 г.) с помощью широкополосной донной станции удалось сделать запись микросейсмических шумов на дне Эгейского моря и практически одновременно - гравитационных волн на его поверхности. Донная станция с поверхностным буем была установлена в районе Северо-Эгейского трога (39° 39' с. ш. и 23° 34' в. д.) на глубине 1230 м (рис.14) Жданов, Левченко, Соловьев, 1993).

Во время работы донной станции (8-13 октября 1989 г.) в месте ее постановки прошел сильный шторм (6 баллов), в результате которого произошло смещение буя и якоря. Это привело через 12 часов после начала записи к натяжению отрезка фала между якорем и станцией, вследствие чего колебания сигнального буя под воздействием морских волн стали регистрироваться сейсмографом.

В результате были получены две записи колебаний, энергетические спектры которых представлены на рис. 14(2). Кривая «а» представляет спектр микросейсм, определенный на отрезке записи, полученной до натяжения фала. Кривая «б» - спектр морских волн, зарегистрированных через натянутый фал. Из сравнения этих кривых следует, что основной максимум спектра морских волн (кривая «б», частота 0.13 Гц) хорошо совпадает с локальным максимумом спектра микросейсм (кривая «а», частота около 0.13 Гц) и примерно в два раза меньше частоты основного максимума кривой «а» на частоте 0.25 Гц. Эти результаты подтверждают основные положения теории Лонге - Хиггинса об удвоении частоты микросейсм по сравнению с частотой возбуждающих их морских волн (Longuet-Higgins, 1950,1952).

Локальный максимум спектра микросейсм на частоте 0.13 Гц меньше основного максимума на 15 дБ (в 30 раз для энергетических спектральных плотностей) и может быть объяснен в соответствии с теорией Хассельмана возбуждением микросейсм морскими волнами в прибрежной зоне (НаБвекпапп, 1963).

Расстояния до ближайших берегов (полуостровов Касандра и Магнисия) в этом эксперименте составляли около 35 и 40 км. Такое расстояние вполне преодолимо для ветровых волн и не является препятствием для распространения сейсмоакустических шумов через водную среду и дно.

/7777

Рис.14. Схема постановки донного сейсмографа в Эгейском море (1), 4 ^О) (2) - спектры микросейсм а и морских волн б ' '' в Эгейском море, в - спектр микросейсм в

Атлантическом океане

Кривая «в» представляет спектр микросейсм, полученный в 1988 г. для района Канарского апвеллинга. Эта кривая в основном повторяет ход кривой «а», но ее максимум несколько смещен в сторону высоких частот (до 0.27 Гц), и нет первого более низкочастотного максимума. Его отсутствие можно объяснить более спокойной погодой во время эксперимента на Канарском апвеллинге (ветер 5-10 метров, море 3^1 балла), а также большей удаленностью от берега (около 80 км).

Соотношения средних амплитуд микросейсм по ортогональным осям в эксперименте в Эгейском море составляли:

X: У:2=16: 1:2.

Характерно, что во всех трех каналах записи микросейсм являлись модулированными колебаниями, что говорит о наличии нескольких близких частот. Сдвиг по фазе между каналами X и Ъ составляет в среднем около 90° с опережением по горизонтальному каналу. Таким образом, движение частиц дна происходило по прямым эллипсам, сильно вытянутым по горизонтали. Поэтому можно предположить, что в составе микросейсм на дне преобладали волны Релея, трансформированные влиянием водной среды. Следует отметить отличие формы донной Релеевской волны от наблюдаемых на поверхности

суши, для которых соотношение вертикальной и горизонтальной амплитуд колебаний близко к 1,5.

После натяжения отвязывающего фала и начала регистрации морских волн характер записей по каналам существенно изменился. Форма колебаний в каналах и их фазы практически совпадали, а отношения средних амплитуд составляли:

Х:У:2 = 25 :1 : 5.

Таким образом, амплитуда колебаний в канале X существенно преобладала. Это свидетельствует о том, что перемещение буя и сейсмографа под воздействием штормового ветра происходило преимущественно вдоль оси X. Так как амплитуда микросейсм также преобладала в канале X, то можно сделать вывод, что направление распространения волн Релея в составе микросейсм совпадало с направлением ветровых волн.

По результатам эксперимента был рассчитан «энергетический коэффициент преобразования» как отношение максимальных значений энергетических спектров микросейсм и морских волн. Значение максимума спектра ветрового волнения находилось из эмпирической формулы Пирсона — Московитца и равнялось 5„, ветр = 1.1-10"5 /~5. После подстановки измеренного значения частоты максимума спектра ветровых волн (кривая «б»), равного / = 0.13 Гц, получено 5„ ютр = 0.296 м с. Максимальное значение спектра микросейсм (кривая «а») после приведения спектра ускорений к спектру смещений равнялось 5,„ МикР = 1.65-10"13 м2с. Отсюда следует, что «энергетический коэффициент преобразования» максимума спектра микросейсм на частоте 0.25 Гц равен Ком = 5.6-10"13, а для локального максимума на частоте 0.13 Гц составляет К0 и = 1.85-10"14. Полученные оценки показывают, что только очень небольшая часть энергии морских волн превращается в энергию микросейсм.

В сентябре-октябре 1990 г. в экспедиции на Черном море в районе г.Феодосии (44° 22' с. ш. и 35° 18' в.д.) были произведены измерения микросейсм на глубине 1580 м во время небольшого местного шторма.

На рис. 15 приведены высокочастотные участки спектров трех компонент микросейсм для трех последовательных моментов развития шторма: (1) 03 часа 28 октября, (2) 13 часов 28 октября и (3) 02 часа 29 октября. Из рисунка видно, что с развитием шторма растет амплитуда микросейсм, а максимум спектра смещается в сторону более низких частот (от 0,6 до 0,3 Гц) в соответствие со смещением максимума спектра ветровых волн. Амплитуда вертикальной составляющей изменяется во времени быстрее, чем амплитуды горизонтальных составляющих.

На рис. 16 изображены низкочастотные части спектров для вертикальных компонент микросейсм, зарегистрированных в районе г.Феодосии (1990 г.) (кривая (а)) и в Атлантическом океане (кривая (б)). На обеих кривых виден минимум глубиной 30 дБ на частотах 0,05 - 0,15 Гц.

Спектр. дЬ/Ги I 20 г

ЛО -

0,5

1,0

Гц

Рис. 15. Высокочастотные спектры микросейсм от близкого шторма (Черное море, 1990 г.)

дБ 140

120 1

I

100 80 60

(а)

(Ь)

(Ч^чу«;.;,,'1.

0,1 0,2 Частота (Гц)

0,3

Рис. 16. Низкочастотные спектры микросейсм от удаленных источников

В экспедиции 1991 года на НИС «Академик Иоффе» в Центральной части Атлантического океана с помощью широкополосного сейсмографа, установленного на глубине 1660 м в точке с координатами 35° 18' с.ш. и 34° 46' з.д., были зарегистрированы микросейсмические шумы во время «спокойных» периодов и во время сейсмических «штормов».

дБ 160

140

120

100 I

60 I.

80 I-

Рис.17. Низкочастотные спектры микросейсм (Атлантический океан, 1991 г.)

0,01

0,1

Частота (Гц)

На рис. 17 приведены спектры (ускорения вертикальной составляющей): микросейсм в периоды «спокойного» состояния дна (а) и микросейсмического «шторма» (в), мгновенный спектр Гималайского землетрясения (б) и уровень собственных шумов прибора (г).

Анализ источников возбуждения и условий распространения микросейсм

Основным источником микросейсм по современным представлениям являются океанические волны в районах развитых штормов Из рассмотрения представленных экспериментальных материалов и ряда данных других авторов можно сделать вывод о тесной корреляции между спектрами микросейсм и морских волн для близких штормов. Для спектров микросейсм от удаленных источников необходимо отметить устойчивость формы в низкочастотной части спектра даже при значительном изменении их уровня. Большинство исследователей микросейсм связывает форму их спектров с определенным способом генерации. За почти полуторавековую историю исследования микросейсм были предложены и теоретически обоснованы различные механизмы их возбуждения (Longuet-Higgins, 1951; Hasselmann, 1963; Монахов, 1977; Бреховских, Гончаров, 1966; Webb, 1992; Островский, 1998 и др.). Не останавливаясь на их особенностях, будем полагать что источники микросейсм занимают всю штормовую область (в среднем около 100 км), а их измерение происходит на значительном удалении более 1000 км. В этом случае микросейсмы можно представить в виде суммы плоских гармонических волн со случайной амплитудой и постоянной (в пределах интервала корреляции) фазой.

Проведем анализ общих признаков и различий в широкополосных спектрах микросейсм, измеренных в различных условиях на дне, на суше и в донных скважинах, а также спектров гидроакустических шумов в воде. Основными общими чертами являются максимум спектров на частоте около 0,15 Гц, соответствующий микросейсмам «первого рода» (5-8 с), крутой спуск в сторону снижения частоты и минимум на частоте около 0,1 Гц. Далее следует относительно постоянный уровень до частот около 0,02 Гц, с последующим подъемом в сторону низких частот. В сторону высоких частот от максимума 0,15 Гц интенсивность спектра микросейсм уменьшается до минимума на частоте около 8 - 10 Гц, затем наблюдается постепенный подъем. Сравнения уровней максимумов и минимумов спектров показали, что наибольший перепад (40 - 50 дБ) наблюдается при измерениях на суше, тогда как на океаническом и морском дне перепад составляет (20 - 45 дБ) или в среднем 28 дБ. Для измерений в скважинах характерен несколько больший перепад уровней для горизонтальных составляющих (28-35 дБ), чем для вертикальных (22 - 25 дБ).

Выявленные устойчивые параметры формы спектра микросейсм позволили С.Веббу ввести понятие "равновесного" (equilibrium) спектра (Webb, 1992). Это название отражает предложенное С. Веббом объяснение устойчивой формы спектра микросейсм равновесием между процессами генерации и диссипации порождающих их волн. Нам представляется более простым и понятным термин «устойчивый» спектр микросейсм. Под устойчивым понимается спектр микросейсм, который сохраняет определенные параметры формы в подавляющем числе измерений, производимых в разных условиях. Существенные отклонения от этой формы получаются, по нашим наблюдениям, при близких штормах, а также близких умеренных и сильных удаленных землетрясениях и в некоторых других случаях, рассматриваемых далее. В известной литературе по микросейсм, на наш взгляд не нашли достаточно полного объяснения удивительное постоянство формы и другие параметры спектров микросейсм, а также особенности их распространения на большие расстояния. Поэтому представляет интерес анализ возможных способов формирования спектров микросейсм с устойчивыми параметрами.

Автор настоящей работы придерживается мнения, что форма спектров микросейсм в основном определяется не способом их генерации, а условиями распространения по океаническим волноводам (Левченко, 2002,2005).

Следует отметить, что основной микросейсмический фон создают микросейсмы от удаленных источников. Это подтверждается тем, что микросейсмы регистрируются чувствительной аппаратурой всегда и в любой точке Земли, независимо от наличия штормов в ближайших акваториях. В связи с этим существенный интерес представляет анализ направления прихода микросейсм и степени их затухания при распространении на большие расстояния, поскольку в этих вопросах до последнего времени не было ясности.

Большой объем исследований микросейсм был проведен во время Международного геофизического года (1957 - 1958 гг.) и ряда последующих лет (Монахов, 1963, 1977; Винник, 1965; Островский, 1979, 1998; Табулевич, 1986; Кадыков, 1999). Выполнялись одновременные измерения уровней

микросейсм на суше и направления их прихода с помощью сейсмографов, разнесенных на большие расстояния. В ходе этих работ была определена средняя скорость распространения микросейсм (около 3,3 км/с) и уточнен их волновой состав (преимущественно поверхностные волны Релея и Лява). Однако в результате не были получены определенные ответы на вопросы о местоположении источников микросейсм и о законах их затухания на сухопутных траесах.

Рис. 18. Результаты измерения направлений на наиболее интенсивные ИСТОЧНИКИ микросейсм (1957 г.): (а) на станции «Норл», Гренландия; (б) на станции в Копенгагене

На рисунках 18 (а) и (б) показаны в качестве примера взвешенные направления прихода микросейсм (обозначены разной штриховкой), полученные на сейсмостанциях «Норл» (Гренландия) и в Копенгагене (Дания). Г.сли на станции в Копенгагене определено преимущественное направление прихода микросейсм с севера, то на станции «Норд» преобладающим являлось направление с юго-запада, что не нашло тогда своего объяснения. Имелись я другие противоречия. Тем не менее преобладаю и »ее направление на север сохранялось в большинстве случаев измерений. Авторы большинства публикаций являлись в основном сторонниками «прибрежной» теории возбуждения микросейсм и пришли к выводам, что их источники находятся в северных европейских морях, хотя и не могли объяснить всех наблюдавшихся явлений, в частности, слабого затухания микросейсм при их распространении от предполагаемых близких источников, отсутствия возбуждения микросейсм в ряде случаев от близких штормов и др.

Автор настоящей работы исходил из того, что основные источники микросейсм удалены на тысячи километров от мест измерений и находятся в Тихом и Атлантическом океанах, тогда полученные экспериментальные результаты находят ясное объяснение. Если продлить указанные на рис. 18 (б)

направления за Ледовитый океан до Тихого океана, то на его просторах всегда имеется достаточное количество циклонов и штормов и практически постоянно существуют волны зыби. Большая часть поверхности Ледовитого океана покрыта ледяными полями и не может возбуждать микросейсмы. В то же время, относительно небольшие глубины Ледовитого океана не препятствуют распространению микросейсм в земной коре в виде поверхностных волн. На рис. 18 (а) и (б) штрих-пунктирными стрелками показаны углы, под которыми видны Тихий и Атлантический океаны из мест измерений микросейсм. Как видно, эти углы полностью перекрывают измеренные направления преимущественного прихода микросейсм.

Отдельного объяснения требуют результаты, полученные на станции «Норд» (см. рис.18 (а)). Наиболее интенсивные микросейсмы здесь поступают из центральной части Атлантического океана, затем - со стороны Тихого океана через Северо - Американский континент. Однако имеется обширный северо-восточный сектор, из которого микросейсмы практически не поступают, хотя этот регион характеризуется интенсивной штормовой активностью. Это связано, с тем, что станция «Норд» расположена на самом краю крутого свала шельфа и континентального склона. В соответствии с нашей моделью, волны микросейсм в этом случае не выходят на берег, а отражаются обратно. Этот вопрос рассматривается подробно дальше.

Вынужденные колебания затухают, как известно, при расстояниях от источника в несколько длин волн, и остаются волны, распространяющиеся в свободном пространстве или по волноводам. Поэтому спектр микросейсм от удаленных источников должен зависеть в основном от условий их распространения. Если условия распространения сходны, то формы спектров от различных источников будут подобны, а их уровень будет зависеть от энергии источника и расстояния. Критерием удаленности источников микросейсм (с периодами 5-10 секунд) от точки измерения при длинах волн в воде 7 - 15 км и поверхностных волн в океанической коре 15 - 30 км можно считать расстояния порядка 100 - 200 км (Левченко, 2002).

С целью проверки предположения об удаленности источников микросейсм от мест их регистрации, проведен анализ их затухания с расстоянием. Были использованы опубликованные результаты трех экспериментов синхронного измерения уровней микросейсм с помощью сейсмических станций, разнесенных на большие расстояния (Винник, 1965, Монахов, 1977; Табулевич, 1986). По своему волновому составу микросейсмы, измеряемые на суше, представляют собой поверхностные волны Релея и Лява, затухание которых с расстоянием хорошо известно. Поскольку амплитуды микросейсм в районе генерации неизвестны, использовалось относительное значение затухания микросейсм в виде отношения

где А] и А2 - амплитуды колебаний в местах измерений, г - расстояние от источника до места измерения (км), коэффициент к = 27$ 1с, f . частота

колебаний, с - скорость волн. В качестве средних значений для микросейсм были приняты: частота/= 0,18 Гц (микросейсмы первого рода, Т = 5,5 секунды) и с = 3,3 км/с.

В качестве мест расположения предполагаемых источников микросейсм были выбраны следующие акватории:

- восточная часть Норвежского моря (у северного побережья Скандинавии), как наиболее часто упоминаемая различными авторами в качестве возможного района генерации микросейсм;

- северо-восточная и северо-западная части Тихого океана (на уровне 50° с.ш.), как находящиеся в секторе направления интенсивного прихода микросейсм (рис.19), являющиеся зоной активной циклонической деятельности, имеющие достаточную глубину для создания океанического волновода и формирования спектров микросейсм;

- северная и северо-восточная части Атлантического океана (на уровне 50° с.ш. и 40° с.ш.), по тем же причинам, что и в предыдущем пункте.

Степень совпадения расчетных и экспериментальных данных для каждого района оценивалась как среднее арифметическое их частных отношений и как среднеквадратичное отклонение от среднего:

Pfa } 9 «"¿У2(а - Л2

3L аг - V ...

a, J п(п -1) - 2

п(п -1)

где п - число пунктов приема, а,р - расчетное значение относительного затухания амплитуд, а,э - экспериментально определенное отношение амплитуд микросейсм. Результаты сравнения расчетных и экспериментальных данных приведены в табл.9.

Таблица 9

Результаты сравнения расчетных и экспериментальных данных относительного затухания микросейсм

Номер Расположение источника Среднее значение Среднее

экспе- микросеисм отношения квадратичное

римента затуханий (А) отклонение (<т)

Норвежское море 17,9 19,3

1 Сев. - Вост. Тихого океана 1,6 1,6

Сев. - Зап. Тихого океана 2,3 1,55

Сев. Атлантического океана 15,1 23,2

Норвежское море 3,0 2,7

2 Сев.- Зап. Тихого океана 3,5 1,98

Сев. Атлантического океана 1,14 0,57

Норвежское море 1,97 1,15

3 Сев.- Вост. Тихого океана 1,26 0,65

Сев. Атлантического океана 4,5 4,67

Как следует из таблицы наименьшее расхождение между расчетными и экспериментальными данными для эксперимента 1 наблюдалось при расположении источника микросейсм в районах северо-востока или северо-запада Тихого океана. Для эксперимента 2 предпочтительным местом расположения источника микросейсм являлся север Атлантического океана, для эксперимента 3 - северо-восток Тихого океана. Во всех этих случаях расположение источников микросейсм в Норвежском море представлялось маловероятным. Отсюда следует, что по крайней мере в рассмотренных случаях микросейсмы распространялись от удаленных источников как поверхностные волны с затуханием в коре континентального типа характерном для сигналов землетрясений.

Анализ распространения микросейсм по океаническим волноводам

Как известно, обширные области океанов представляют собой абиссальные равнины со средней глубиной около 4 км, достаточно плоским и однородным дном. В процентном отношении области абиссальных равнин с глубинами от 3 до 5 км занимают свыше половины всей площади дна мирового океана. В табл. 10 приведены некоторые геолого-геофизические и морфометрические параметры зоны абиссальных холмов и абиссальных равнин. Для рассматриваемых длин волн микросейсм (около 7 - 30 км в воде и 15 - 100 км в донном массиве) неровностями водной поверхности и дна в области абиссальных равнин можно пренебречь.

Таблица 10

Геологические и морфометрические показатели зоны абиссальных холмов и

равнин

Зона, краткая характеристика Средние значения морфометрических показателей и занимаемые площади (%) Осадки Мощность осадков (км)

Расчленен ия (км) Перепады высот (м) Углы наклона

Абиссальные холмы, слабое расчленение 4-8 (20-30%) 0-100 (85-95%) 0-1° (65-5%) Алеврито -пелит 0,2-0,5

Абиссальные равнины, выровненный рельеф 15-20 (65 - 85%) 0-10 (40 - 98%) 0-0,05° (98-99%) Пелит 0,5-1

Мощность обводненных осадков составляет менее 0,5 км, под ними залегают консолидированные осадки и базальтовый слой, имеющие высокую скорость распространения сейсмических волн. Протяженность абиссальных равнин составляет тысячи километров, диссипативные потери в воде и дне на низких частотах пренебрежимо малы (Ермаков, 1986; Воловов, 1997), поэтому

океанические равнины являются практически идеальными волноводами для длинноволновых микросейсм.

Для анализа в качестве модели плоского океанического волновода выбрана двумерная модель, предложенная Прессом и Юингом (Press, Ewing, 1948) для плоских гармонических волн в слое воды над однородным упругим полупространством. Верхняя и нижняя границы полагаются гладкими, диссипативные потери в воде и дне не учитываются. В известных нам публикациях эта модель до настоящего времени должным образом не разрабатывалась, поэтому исследуем ее подробнее.

Конкретные параметры волновода выбраны на основании обобщенной скоростной модели для Тихого океана (Webb. 1992). Для нижнего полупространства взяты усредненные значения плотности и скорости для продольных и поперечных волн. Эти параметры практически совпали с рекомендованными Гуттенбергом для анализа низкочастотных поверхностных волн (Гуттенберг, 1963). Выбраны следующие параметры: глубина Н = 4000 м, плотности воды и донного массива соответственно р =1000 кг/м3 и pi = 2500 кг/м3, скорости продольных волн с = 1500 м/с и С/ = 6500 м/с, поперечных волн с, = 3700 м/с.

Для рассматриваемого волновода и указанных параметров построено семейство дисперсионных зависимостей = v(H/X, /) (Рис.20), где - фазовая скорость волны в волноводе, X - длина волны, Н - глубина, I - номер моды. Полные математические выражения здесь опущены из-за их громоздкости, они приводятся в тексте диссертации. Рассмотрим особенности этих зависимостей.

Vkm/c

f«pi-0,1 Гц

tкрг~0,ЗГц С^Э,7км/с

Рис.20.

Дисперсионные зависимости для плоского океанического волновода с упругим дном.

0,1 0.2 0.3 O.lpj 0,6 0.7 0,8 0,9 („ ) 1 1,2 1,3 1,4 ) 5 1,6 1 7 18 1.920 j

1,0

В волноводах с упругим основанием часть энергии распространяется в нижнем полупространстве в виде поверхностной волны с непрерывным спектром. Эта волна представлена нулевой модой. При (Н/>.) —* О дисперсионное уравнение для этого волновода превращается в уравнение волны Релея, а Уф —> Са, т.е. скорости этой волны. Моды более высоких порядков (I > 1) распространяются преимущественно в водном слое, образуют дискретный спектр и имеют критические частоты, ограничивающие их спектр снизу. При критических частотах фазовая скорость для каждой моды максимальна и равна скорости сдвиговых волн С[ в донном массиве.

Рассмотрим особенности дисперсионных кривых (Рис.20) в зависимости от угла падения волны и частоты. В соответствии с формулами $т8 = с/Уф llf = с А, находим для каждой (не нулевой) моды:

- В верхней части кривых имеется уплощенная область с изменением уф от максимума с, = 3,7 км/с до примерно 3,3 км/с (при средней скорости близкой к скорости волны Релея), в которой 8 меняется в пределах бы =24° до 27°. В этой области модуль коэффициента отражения от дна равен 1, а фазовый сдвиг близок к 0. Частота при этом меняется от {кр(1) ~ 0,1(2 / - 1) до {кр(1 +1) Гц, где / - номер моды.

- За пределами уплощенной области вправо скорость уф быстро падает и стремится асимптотически к с = 1,5 км/с, 0 стремится к л/2, а частота - к бесконечности.

Для нулевой моды уплощенный участок соответствует распространению в донном массиве поверхностной волны Релея при отсутствии существенных полей в водном слое из-за его малой относительной толщины. Этот участок для принятых параметров соответствует области частот от 0 до ^(1) ~0,1 Гц.

Таблица 11

Значения критических частот мод для плоского волновода с упругим дном

Номер моды /: 1 2 3 4 5

(твердое упругое дно, Тихий океан) 0,103 0,307 0,512 0,713 0,916

^(твердое упругое дно, Черное море) 0,224 0,633 1,043 1,454 1,864

В таблице 11 приведены результаты расчета критических частот для рассмотренной модели океанического волновода. Там же приведены рассчитанные значения {кр для бассейна Черного моря со средней глубиной Н = 2 км. Для 1-ой моды при средней глубине океана Н = 4 км критическая частота равна 0,103 Гц. Это значение практически совпадает с характерными значениями границы минимума спектра микросейсм (около 0,1 Гц), экспериментально наблюдаемыми в различных морских регионах и при наземных наблюдениях (см. рис.14, 16,17).

Рассмотрено влияние изменения глубины в океаническом волноводе на распространение акустических полей. В этом случае появляется

взаимодействие между модами и изменяется характер взаимодействия с дном. Возможны три варианта распространения колебательной энергии: часть энергии перейдет в новый волновод, с новой критической частотой, часть преобразуется в непрерывную составляющую и уйдет в дно, а часть отразится. Соотношение между этими составляющими зависит от степени неоднородности волновода, т.е. в нашем случае от угла наклона а и перепада глубин ДН.

Рис.21. Эскиз океанического волновода переменной глубины Hi, Нг - начальная и конечная глубины, Т - переходная область, о - угол наклона дна, - падающее волновое поле, Ч*/ - отраженное поле, Ч*т -проходящее поле, Ф - поле, уходящее в дно.

На рис. 21 условно показана схема океанического волновода при наличии неоднородности в виде поднятия дна. Поступающее слева волновое поле, обозначенное частично отражается в виде ЧУ, частично трансформируется в другие моды ¥т и частично уходит в дно в виде непрерывной составляющей Ф. Максимальное взаимодействие имеет место между ближайшими модами шиш ± 1. В случае достаточно плавного перехода от одной глубины к другой, т.е. при малых углах наклона дна а < 1° и ДН / Н « 1, происходит адиабатическое взаимодействие между модами, и энергия переходит из одного волновода в другой практически без потерь.

Адиабатическая трансформация мод в волноводе позволяет объяснить дальнее распространение микросейсм по океаническим волноводам, образованным абиссальными равнинами, при слабых уклонах дна. При увеличении угла наклона дна нарушается согласование волноводов, и часть энергии отражается, а часть уходит в дно в виде непрерывной составляющей. В районе континентальных склонов и шельфа угол наклона дна должен определять соотношение между величинами отраженной в море и распространяющейся вдоль суши частями сейсмоакустической энергии (Weston, 1994; Trevorrow, 1989).

Рассмотрим распространение микросейсм в районах континентальных склонов, которые представим в виде клина с высотой основания Н = 4 км. Реальные средние углы а наклона континентальных склонов составляют от

долей градуса до примерно 10° при характерной длине в сотни километров. При распространении поля в сторону берега уменьшается глубина волновода и уменьшаются углы падения в соответствии с формулой 0„ = 0О - 2па, где 0О и 8„ -начальный и конечный углы падения, п - число отражений от нижней границы. В зависимости от крутизны склона могут преобладать различные процессы.

1. При малых углах наклона а < 1° поле распространяется в пределах углов падения 0 > 6^,, при |Vi| = 1. В связи с уменьшением глубины происходит адиабатическая (без потери энергии) трансформация мод (Рис.21): при уменьшении НА моды более высоких порядков переходят в моды более низких до нулевой моды включительно, и затем поле распространяется на суше в виде поверхностной волны Релея.

2. При средних углах наклона 1° < а < 3° углы падения 0 < 0^, и часть энергии уходит в донный массив в виде объемной сдвиговой волны и рассеивается.

3. При крутых склонах а > 3° знак угла падения 0„ может поменяться даже при небольшом числе отражений, т.е. часть энергии отразится в сторону океана.

Рассмотренная модель позволяет объяснить ряд наблюдавшихся и невыясненных ранее явлений. Многолетними наблюдениями было установлено, что микросейсмы практически не поступают на Европейский континент из района Бискайского залива, в область Восточной Европы и Скандинавии - из Северной Атлантики со стороны Англии и Пиренейского полуострова, на сейсмостанцию «Норд» - со стороны Гренландского моря, в район Баренцева моря со стороны Северной Атлантики, хотя в этих районах происходят интенсивные шторма.

Расстояние (км)

-4,5

-------Бискайский — — Англия Сев ...........Гренландия

—— Ирландия — • — • Баренцево 1 — — — Баренцево 2

а Угол наклона 1 градус

Рис. 22(a). Континентальные склоны с ограниченным распространением микросейсм

0,5

Расстоянт(км)

>0

■4 II' -4,5

-Южн. Гренландия ---Зап. Скандинавия

----С-Зап. Скандинавия1.....С-Зап. Свандинавия2

О - Угол 1 градус

Рис.22 (б). Континентальные склоны с преимущественным распространением микросейсм

Объяснения этим явлениям можно найти рассматривая рельеф дна в области континентального склона в районах аномальных акваторий. На рис. 22 (а) и (б) изображены вертикальные разрезы континентальных склонов по этим направлениям. Из графиков видно, что на всех направлениях, по которым наблюдается слабое распространение шумовых полей, имеются большие перепады глубин от 3,5 - 4 км до 0,5 - 1 км, при крутизне склонов более 5°.

Напротив, западные и северо-западные континентальные склоны Скандинавии и Южной Гренландии отличаются весьма малыми углами подъема (в среднем около 0,4°) и, как следствие, отсюда наблюдается максимальная интенсивность поступления микросейсм. Сравнивая эти графики, можно примерно определить «критическую» крутизну континентального склона (в среднем около 3°).

Оценим основные параметры акватории, необходимые для формирования устойчивого спектра низкочастотных микросейсм. Для обеспечения волноводного распространения колебаний на частотах порядка 0,1 - 0,5 Гц акватория должна иметь достаточную глубину (около 3-5 км), относительно плоское дно с уклонами менее 3° на расстояниях соизмеримых с длиной волны. Размеры области должны превышать несколько длин волн, так как на таких расстояниях затухают вынужденные колебания от источника и остаются свободные колебания, определяемые параметрами волновода. Поэтому размеры области формирования низкочастотного спектра микросейсм должны превышать 100 - 200 км. Таким условиям удовлетворяет большинство абиссальных равнин Мирового океана.

Проведено сравнение широкополосных спектров акустических шумов, измеренных в толще воды с помощью гидрофонов, и спектров микросейсм,

измеренных на суше и на океаническом дне с помощью сейсмографов (рис. 23). Спектры построены на основе анализа различных публикаций и собственных измерений автора (Воронина и др., 1995; Жданов и др., 1993; Левченко, 2002, 2005). Для удобства сравнения максимумы спектров совмещены по вертикали. Общей особенностью этих спектров, является наличие ярко выраженного максимума на частоте около 0.15 Гц (шестисекундные микросейсмы «первого рода») и глубокого минимума на частотах около 0.02-0.1 Гц, с крутизной склона около 40 дБ на октаву. Общий перепад уровней между максимумом и минимумом спектра микросейсм в районе 0,1 Гц составляет около 3 порядков по амплитуде (6 порядков по мощности). Уровень максимума определяется первой модой, а значение минимума - распространяющейся в дне нулевой модой. Крутизна спада спектров от 0.15 Гц до 1 Гц составляет около 5 дБ на октаву.

(м/с2)2Гц-' Ю-16

Частота (Гц)

Рис.23. Обобщенные спектры микросейсм, измеренных на суше, на дне и в толще воды. Максимумы графиков совмещены для удобства сравнения

Необходимо отметить заметные различия рассматриваемых спектров. В гидроакустическом спектре имеется существенный подъем на частоте около 0,01 Гц, а прилегающий склон имеет большую крутизну - до 40 дБ на октаву. Спектры микросейсм, зарегистрированные на морском дне сейсмографами, отличаются достаточно плавным подъемом от минимума на 0.1 Гц в сторону низких частот. Спектры микросейсм, измеренные в специальных, наиболее

«тихих», местах на суше (Боровое в Казахстане, Аризона в США), отличаются относительно малыми уровнями на частотах ниже 0,1 Гц и плавным подъемом в сторону низких частот. На частотах выше одного герца спектр континентальных шумов имеет заметный минимум на частотах 1 - 3 Гц, с плавным подъемом в сторону высоких частот. В спектре донных шумов имеется значительный минимум на частоте около 10 Гц с подъемом в сторону высоких частот. Для гидроакустических шумов на частотах выше 10 Гц уровень спектра остается почти постоянным.

Подъем спектра гидроакустических шумов на частоте около 0,01 Гц можно объяснить двумя причинами. Одна из них состоит в том, что глубокий океан экранирует дно от внешних воздействий в виде быстрых перепадов атмосферного давления, ветра, штормовых волн. По проведенным оценкам, на частоте 0,01 Гц при глубине океана около 4 км ослабление давления составляет 20 - 30 дБ. Другая возможная причина заключается в возбуждении и распространении в водном слое внутренних волн, резонанс которых при глубине 4 км близок к частоте 0,01 Гц.

Рассмотрим волновой состав микросейсм. Следует отметить, что в океанической среде поверхностные волны Релея и Стоунли существенно отличаются от наземных аналогов из-за наличия водного слоя. На очень низких частотах (ниже 0,01 Гц) вследствие пренебрежимо малой толщины слоя океана по сравнению с длиной волны (около 150 км), происходит непосредственное возбуждение микросейсм в донном слое за счет перепадов атмосферного давления (анемобарические волны) и длинных гравитационных волн. Часть энергии микросейсм рассеивается в толще Земли в виде объемных волн, другая часть вследствие рефракции или отражения от нижележащих слоев возвращается к дну и претерпевает повторные отражения и преобразования продольных волн в поперечные и наоборот. При этом образуются поверхностные волны разных типов (Релея, Лява), которые могут распространяться на большие расстояния с малым затуханием.

На более высоких частотах начинает проявляться влияние водного слоя. Амплитуда вертикальной составляющей волн Релея при этом уменьшается. Оценки показывают, что влияние слоя воды при глубине океана в 4 км начинает сказываться на частотах около 0,01 Гц. На частоте около 0,1 Гц волна, отраженная от водной поверхности, приходит на дно в противофазе, т.е. происходит максимальное подавление Релеевской волны. Наибольшее затухание при этом должна претерпевать основная мода, так как ее пучность расположена на границе вода - грунт. Высшие моды должны затухать меньше, поскольку имеется ряд пучностей этих мод в нижележащих слоях. Сильное затухание основной моды волны Релея в океанической коре неоднократно отмечалось сейсмологами (Sykes, Oliver, 1964; Монахов, 1977). В районе максимума спектра (около 0,15 Гц) основная энергия определяется первой модой поля в волноводе. Частицы дна при этом движутся по прямым эллипсам, сильно вытянутым по горизонтали. Волну в дне при этом можно рассматривать как волну Релея, трансформированную влиянием водного слоя.

На более высоких частотах (выше 0,5 Гц) за счет обмена акустической энергией между водой и упругим основанием возникает и распространяться вдоль дна поверхностная волна Стоунли. При глубине океана в 4 км образование волн Стоунли возможно на частотах начиная примерно с 1 Гц, а на частотах выше 10 Гц ограничивающим влиянием глубины океана можно пренебречь. Скорость волны Стоунли, как известно, меньше скорости волн в воде, поэтому отсутствуют потери энергии за счет "вытекающих" волн. Отсюда следует возможность распространения волн Стоунли вдоль морского дна на большие расстояния на высоких частотах. Поверхностные волны Лява представляют собой, как известно, поперечные колебания с горизонтальной поляризацией. Поэтому они не могут непосредственно возбуждаться волнами, падающими на границу из водной среды или за счет перепадов атмосферного давления. Их появление в составе микросейсм связано, по-видимому, с сейсмической эмиссией из коры и верхней мантии, а также с преобразованием волн Релея на неоднородностях Земной коры.

Результаты регистрации сигналов землетрясений на морском дне

В работе приводятся некоторые уникальные записи сейсмических явлений, полученные с помощью широкополосных сейсмографов ИО РАН. В октябре 1991 года во время 5-го рейса НИС "Академик Иоффе" был проведен сейсмологический эксперимент в центральной Атлантике южнее Азорских островов. Сейсмограф был установлен на глубине 1660 м на удалении около 10 км к востоку от оси рифтовой долины Срединно-Атлантического хребта и примерно в 23 км северо-восточнее места пересечения долины трансформным разломом Океанографер. Было зарегистрировано удаленное (10 тыс. км) землетрясение с магнитудой 7, которое произошло 19 октября в 21 час 23 мин 17 с в Гималаях.

Рис.24 (а). Сжатая запись Гималайского землетрясения, полученная в центральной Атлантике (19 октября 1991 г.); буквами обозначены группы Р и Б объемных волн, волны Лява Ь и Релея И

7 кН-'»1»

На рис.24(а) представлена сжатая во времени трехкомпонентная запись этого землетрясения. Длительность землетрясения составляла 10 с, а запись сигнала продолжалась около двух часов из-за дисперсии волн.

Рис.24 (б). Развернутая запись волны Лява

Гималайского

землетрясения,

цифрами

обозначены

максимумы

02т 03 т 04т 05 т 06т

На рис.24 представлена развернутая запись волны Лява, с отмеченными максимумами первой и второй гармоник. Анализ дисперсионных кривых групповых скоростей этих волн выявил неизвестные ранее волноводы на глубинах от 60 до 80 км и от 160 до 200 км (Воронина и др., 1995, Ьеус11епко е1 а1., 1994).

Во время экспедиции в Мотовском заливе Баренцева моря (май 1992 года) были получены записи микросейсм цифровыми донными станциями, установленными на дно на глубинах 148 м и 30 м (69°34' 195 с.ш., 32°41'5 в.д. и 69°37'9 с.ш., 32°04'5 в.д. соответственно).

Во время работы глубоководной станции (20 - 21 мая) в средней части Мотовского залива было зарегистрировано достаточно редкое для сейсмометрии явление - сейшевые колебания поверхности воды. Эти колебания совпали по времени с началом прилива (рис.25) и, по-видимому, были вызваны приливным течением, направленным в открытый к востоку вход в Мотовский залив (перепад высот прилива 2,5 м, период около 12 часов). Механизм возбуждения таких колебаний описан в литературе. Приливное течение вызывает прибрежные вихри, которые возбуждают собственные колебания акватории. Периоды сейшевых колебаний определяются формулой

где Ь - основной размер (длина) акватории, п - номер гармоники, Н - средняя глубина.

32 16 13ß 32 4fi 0

К(м)

4 -

2 -

1B

/II' 1 1— Т " J 1 0005 Г 1 ......т........1 ■■ 1 (А)

J 0 002

Д Äоом 1 1 • ч--1 1 1 -.....

1 \| \ 0006

11 \Д 0001 т 11 • (2л-1 yfiH

24

32

Рис.25. (А) Спектры горизонтальной и вертикальной составляющих сейсмических колебаний дна, вызванных сейшевыми волнами в Мотовском заливе Баренцева моря, (Б) Уровень прилива в Мотовском заливе 20-21 мая 1992 г.,

стрелками

обозначены начало и

окончание

интенсивных

сейсмических

колебаний

t(час)

Для Мотовского залива при глубине 148 м, длине 20 км период основной гармоники составляет 1000 с. Сейсмофаф зарегистрировал колебания начиная со второй гармоники. Регистрация сигналов велась по трем компонентам. Сравнительный анализ записей показал, что в спектре горизонтальной составляющей преобладают нечетные гармоники (0,003 и 0,005 Гц), а в спектре вертикальной - четные (0,002, 0,004, 0,006 и 0,008 Гц). Это можно объяснить особенностями возбуждения движений дна стоячими морскими волнами: для вертикальной составляющей происходит удвоение частоты, а для горизонтальных составляющих - совпадение частот вследствие давления волн на берег.Амплитуда скорости смещения вертикальной составляющей оказалась примерно в 4 раза больше горизонтальной. Проведенные оценки дали максимальную высоту сейшевых волн около 0,6 метра (Левченко, 2005).

В северо-восточной части континентального склона Черного моря в районе строительства подводного газопровода Россия-Турция и нефтеналивного терминала у г. Новороссийск с 1999 по 2001 г. ИО РАН был выполнен комплекс геолого-геофизических исследований. В результате выполненных донных сейсмологических наблюдений (август-сентябрь 1999 г. и сентябрь 2001 г.) было зарегистрировано в общей сложности свыше 1200 сейсмических событий. Из них подавляющее большинство (90%) - это местные

микроземлетрясения и толчки с магнитудой меньше 1-2, которые не фиксируются близлежащими береговыми сейсмостанциями.

100 200

зоо

400

500

Рис. 26. Запись длительного сейсмического события донным сейсмографом в районе Кавказского континентального склона (стрелки указывают 2 с)

Зарегистрировано также значительное количество местных и региональных землетрясений с магнитудой 2-3, приуроченных к тектоническим разломам кавказского побережья и морского дна. На рис.26 изображена запись длительного сейсмического события (I >200 с), которое не имеет характерных признаков тектонических явлений и могло быть вызвано местным оползнем. В общей сложности за время экспедиционных работ было получено несколько десятков подобных длительных записей (около 80-250 с), зарегистрированных только на один сейсмограф. Следует отметить, что высокая сейсмическая активность в данном районе и исключительная крутизна свала (до 30° в отдельных местах) стимулируют процесс схода критической массы осадков с верхней части материкового склона.

Глава 5. Результаты конструирования и использования донных геофизических обсерваторий

В последнее время наблюдается тенденция постепенного перехода от преимущественно экспедиционных методов исследования Мирового океана с помощью научно-исследовательских судов к созданию непрерывно действующих систем мониторинга с помощью донных обсерваторий.

В 1996 -1998 годах в Институте океанологии РАН по договору с МЧС России была разработана донная обсерватория, предназначенная для проведения комплексных гидрофизических и гидрохимических измерений в придонном слое с целью регистрации возможных краткосрочных предвестников сильных землетрясений. В октябре 1997 г. станция успешно прошла натурные испытания в Авачинской бухте Камчатки и была передана в опытную эксплуатацию. В табл.12 приведены характеристики измерительных каналов донной обсерватории.

Таблица 12

Измерительные каналы донной обсерватории ИО РАН

Наименование Диапазон измерения Погрешность Питание (ВА) Вес (кГ)

Измеритель температуры (ТСП) -1°С+25°С 0,03°С 0,1 0,15

Измеритель электропроводности (индуктивный) 2+6.5См/м 0,05См/м 3,5 0,8

Измеритель давления 8-г-1 ОМПа 0,05% 0,1 0,3

Измеритель рН 6+1 Оед. 0,1 ед. 0,1 0,1

Измеритель скорости течения (импеллер) 2,5-И 50см/с 2,5 см/с 0,01 0,2

Измеритель скорости звука (акустический) 1400-ь1500м/с ±0,3 м/с 0,1 0.3

Спектрометр (акустооптический) 300 - 800 нм ± 0,4 нм 42 10

В основу работы обсерватории положены известные явления изменения состава и параметров придонных вод при изменении давления в земной коре. В районе г.Петропавловска - Камчатского в течение 1992-1997 годов предприятием "Камчатнедра" был выполнен большой объем синхронных наблюдений как в море, в зоне аквамаринной разгрузки флюида (Авачинская бухта), так и на суше - с использованием термальных и холодных скважин и естественных водных источников. Выбор Авачинской бухты для проведения долговременных режимных наблюдений обусловлен особенностями тектонического строения этого района. Как было установлено камчатскими геологами, при подготовке сильных землетрясений в прибрежных районах

происходит активизация массопереноса между придонным слоем морской воды и более глубинными слоями земной коры. В результате этого процесса химический состав воды, а также другие ее параметры (рН, температура, прозрачность и др.) претерпевают существенные изменения.

Обсерватория сконструирована на основе отдельных цифровых измерительных модулей, объединенных общим компьютерным управляющим устройством. Такой принцип построения обеспечивает унификацию и легкую взаимозаменяемость элементов станции, органически сопрягается с цифровым каналом передачи данных и управления.

При разработке обсерватории была поставлена задача активного управления ее работой с берега. Обсерватория может работать либо в автоматическом режиме с периодической выдачей результатов в пункт приема, либо по запросу с берега, либо изменять периодичность и характер измерений по соответствующим командам. Накопленная информация передается через радиомодем в линию цифровой полудуплексной радиосвязи с частотной модуляцией. На рис. 27 приведена схема размещения обсерватории на дне, а на рис.28 представлен ее внешний вид.

Корпус обсерватории поднят над дном на 2,5 м на треноге для исключения загрязнения датчиков жидким илом. Обсерватория соединена кабель-тросом с притопленным буем, в котором находятся сменные источники питания. В радиобуе размещены радиопередающая и приемная аппаратура, модемы кабельной и радиосвязи, буферный источник питания. В системе кабельной связи между донным комплексом и радиобуем используются цифровые модемы для исключения возможных ошибок. При необходимости связь может быть установлена непосредственно по кабелю от обсерватории к береговому посту. Однако осуществление кабельной связи усложнено активным судоходством в Авачинской бухте. Во время опытной эксплуатации была осуществлена пробная передача оперативных данных через сеть

Т^'^Т7ТТТТ7777'Т7,Т777ТТГТТ77777Т7Т7777

7

Рис.27. Схема размещения на дне обсерватории ИО РАН, 1 - приборный корпус, 2 -подставка - тренога,

3 - притопленный буй,

4 - кабель - трос,

5 - якорь, 6 - радиобуй, 7 - кабель -трос, 8 - вьюшка,

9-буйреп, 10-аварийный трос

INTERNET непосредственно с Камчатки в Москву (ИО РАН). Время непрерывной работы обсерватории на дне без смены источников питания составляет около 6 месяцев.

По ряду основных параметров (применение акустооптического спектрометра видимого диапазона длин волн, длительность автономной работы, способ передачи информации по радиоканалу) донная обсерватория ИО РАН не имеет аналогов в мировой практике {Гавр и лов и др., 2000; Левченко, 2005). Следует отметить, что разработанная обсерватория может использоваться и для других целей. Например, для проведения экологического мониторинга в акваториях с интенсивным промышленным развитием. Конструкция обсерватории позволяет изменять состав и параметры датчиков в достаточно широких пределах, а прочный корпус обеспечивает работу на глубинах до 4 км.

Рис.28, Внешний вид донной обсерватории И О РАН

Практическое подтверждение пригодности обсерватории для регистрации краткосрочных предвестников землетрясений было получено во время опытной эксплуатации с 30 июля по 11 августа 1999 года в Авачинской бухте Камчатки, В этот период в Авачинском заливе на расстоянии около 50 км от г.Петропавловск - Камчатский произошло землетрясение средней силы (магнитуда 4,4), Очаг землетрясения находился на глубине Н = 37 км. В городе Петропавловске - Камчатском сотрясение составляло 2-3 балла. На рис.29 приведены временные ряды измерений соответственно температуры, скорости

звука в воде, давления на дне, скорости придонных течений и концентрации водородных ионов рН, выполненных в этот период с помощью донной обсерватории. Графики характеризуются существенной изменчивостью измеряемых параметров во времени, что связано с течениями и сложным составом придонных вод Авачинской бухты.

ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ ДОННАЯ СТАНЦИЯ

кл. 113

Рис.29. Временные зависимости температуры, скорости звука в воде, давления, скорости течений и показателя рН по данным донной обсерватории ИО РАН

Заметный подъем на графиках температуры, скорости звука в воде, давления на дне и значений рН приурочен к моменту землетрясения 7 августа (обозначен вертикальной стрелкой). Ряды значений температуры и скорости звука в воде возвращаются к прежнему уровню примерно через двое суток. На графике давления наблюдается плавный подъем начиная с 5 августа (за двое суток до землетрясения), достигает максимума в момент землетрясения и плавно спадает до прежнего уровня через двое суток. Это связано, по-видимому, с изменением состава воды в Авачинской бухте перед

землетрясением (плотность увеличилась примерно на 3%), что также может являться прогнозным признаком. На графике значений рН наблюдается некоторый подъем за 6 дней до землетрясения, сменившийся резким спадом за 3 дня до момента землетрясения. В момент землетрясения наблюдался подъем значений рН, который продолжался до 10 августа. Следует отметить, что по одному эксперименту нельзя судить о достоверности прогнозных признаков. Вместе с тем приведенные результаты говорят о перспективности дальнейших исследований в этом направлении.

ОСНОВНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ

Обобщая итоги проведенных исследований, основные результаты можно сформулировать следующим образом.

1. Разработаны и успешно используются в экспедициях Института океанологии РАН в течение 18 лет широкополосные автономные донные сейсмографы ряда модификаций: цифро-аналоговый, цифровой с управляющим компьютером, цифровой с основным и выносным компьютерами. Для оценки динамических погрешностей регистрации сейсмических сигналов использовались методы, применяемые в теории измерения быстропротекающих процессов. Высокий научно-технический уровень разработанной аппаратуры подтвержден участием в трех Всемирных выставках в составе экспозиции России (Лиссабон, 1998 г.; Ганновер, 2000 г.; Нагая, 2005 г.).

2. Исследованы и прошли длительную проверку уникальные электрохимические широкополосные (0,003 Гц - 30 Гц) сейсмоприемники типов ЭХП-17 и ЭХП-20, по основным метрологическим параметрам (полосе пропускания и чувствительности) близкие к лучшим наземным стационарным сейсмоприемникам и отличающиеся малыми габаритами, весом, устойчивостью к ударам, способностью работать без ручной юстировки под любым углом наклона.

3. Разработаны способ и экономичное устройство для временной привязки регистрируемых сигналов к Единому времени путем цифровой компенсации температурной погрешности кварцевого генератора опорной частоты. Для коррекции генератора при длительной работе сейсмографа на дне предложены методы с использованием канала гидроакустической связи. Эти методы и устройства защищенные авторскими свидетельствами на изобретения.

4. При исследовании микросейсм с целью сокращения объема регистрируемой информации и объема вычислений без снижения точности весь частотный диапазон разбивался на ряд под диапазонов, с оптимальным выбором частот дискретизации и времени усреднения в каждом поддиапазоне. Такое техническое решение позволило увеличить время регистрации на дне примерно на два порядка. Для определения параметров микросейсм как слабо нестационарных случайных процессов было предложено и обосновано применение усредненных во времени спектральной и корреляционной функций.

5. Для проверки и отработки тракта регистрации широкополосного сейсмографа ИО РАН и его программного обеспечения в Лаборатории сейсмометрии Института Физики Земли РАН проводились длительные (с марта по август 1994 г. и с мая 1996 г. по апрель 1998 г.) испытания в сравнении с образцовой наземной аппаратурой. В результате было установлено, что разработанная аппаратура и программы обеспечивают уверенную регистрацию как региональных, так и удаленных землетрясений и сигналов микросейсм, а донная сейсмостанция по основным параметрам (частотному диапазону и чувствительности) близка к образцовой стационарной наземной сейсмометрической аппаратуре.

6. Рассмотрены вопросы взаимодействия корпуса сейсмографа с мягким дном. Проведен анализ принятой ранее модели в виде колебательной системы второго порядка. Показано, что в данном случае большое значение имеют реологические свойства донных осадков - вязкость, время релаксации и др., которые ранее практически не учитывались. Предложено и обосновано применение для этих целей модели вязко - пластичной среды Бингхема. Приводятся результаты экспериментальных исследований. Показано, что для всего диапазона используемых частот влияние массы сейсмографа и параметров среды на регистрацию сейсмических сигналов пренебрежимо мало.

7. Проведен анализ различных механизмов воздействия придонных течений на работу широкополосного донного сейсмографа: непосредственное раскачивание контейнера с сейсмоприемниками турбулентным течением, возбуждение акустических помех за счет вихрей Кармана и за счет вибрации тонкомерных элементов конструкции сейсмографа. Получены оценки уровня помех и выработаны рекомендации по их существенному уменьшению.

8. Рассмотрено влияние обводненного слоя осадков на регистрацию сейсмических сигналов на дне. Показано, что за счет резонансных явлений в слое амплитуда сдвиговых волн может существенно увеличиваться. Продольные волны проходят обводненный слой осадков с относительно небольшими изменениями. Эти явления необходимо учитывать при обработке результатов регистрации сейсмических сигналов на морском дне.

9. С помощью разработанных широкополосных автономных сейсмографов во время морских экспедиций ИО РАН получен ряд уникальных регистрации на дне микросейсмических шумов от местных и удаленных источников, микросейсмических "штормов", записей сигналов местных и удаленных землетрясений, сейшевых колебаний акватории и др. Эти результаты позволили значительно расширить сведения о возбуждении и распространении микросейсм и других сейсмических сигналов в океанической среде.

10. Результаты исследований в Эгейском море (октябрь 1989 г,) подтвердили механизм возбуждения микросейсм с помощью стоячих морских волн, предложенный Лонге - Хиггинсом (1950 г.). Анализ соотношения амплитуд и фазовых сдвигов в компонентах сигналов микросейсм позволили сделать вывод о преобладании в их составе волн Релея, трансформированных влиянием водной среды. По результатам эксперимента была проведена оценка

энергетических коэффициентов преобразования для максимумов спектров морских гравитационных волн и микросейсм.

11. По результатам регистрации на дне Северной Атлантики удаленного Гималайского землетрясения (октябрь 1991 г.) были построены дисперсионные кривые волн Лява для коры переходного типа и обнаружены волноводы со слоем пониженной скорости на глубине около 60 км и на глубинах от 160 до 200 км.

12. Во время экспедиции в Мотовском заливе Баренцева моря (май 1992 года) были получены устойчивые записи микросейсм от удаленных источников, а также, в средней части Мотовского залива было зарегистрировано достаточно редкое для сейсмометрии явление - сейшевые колебания поверхности воды. Спектральный анализ записей показал, что в спектре горизонтальной составляющей преобладают нечетные гармоники (0,003 и 0,005 Гц), а в спектре вертикальной - четные (0,002, 0,004, 0,006 и 0,008 Гц). Оценки дали максимальную высоту сейшевых волн около 0,6 метра.

13. В ходе экспедиционных работ в северо - восточной части Черного моря (август - сентябрь 1999 г. и сентябрь 2001 г.) в районах прокладки подводного газопровода Россия-Турция и строительства нефтеналивного терминала близ г. Новороссийск, было зарегистрировано в общей сложности свыше 1200 сейсмических событий. Большинство из них (90%) это местные микроземлетрясения с магнитудой 1-2, которые не фиксируются близлежащими наземными сейсмостанциями. Зарегистрировано также значительное количество местных и региональных землетрясений с магнитудой 2-3, приуроченных к тектоническим разломам кавказского побережья и морского дна. Был записан ряд (53) продолжительных сейсмических сигналов (около 80 - 250 с), которые можно трактовать как сотрясения от местных подводных лавин и оползней.

14. Результаты регистрации и исследования сейсмических сигналов в широкой полосе частот непосредственно на морском дне позволили сделать ряд выводов о способах возбуждения и распространения сигналов микросейсм по океаническим волноводам. Были установлены зависимости частоты и интенсивности максимума спектра микросейсм от развития местного шторма и устойчивость спектров микросейсм от удаленных источников. Показано, что большие области океанов (абиссальные равнины) представляют собой плоские волноводы типа вода - дно со средней глубиной около 4 км. Океаны непрерывно генерируют микросейсмы. Форма устойчивых спектров микросейсм зависит в основном от способов их распространения по океаническим волноводам, а не от способов генерации.

15. Проведен сравнительный анализ устойчивых спектров микросейсм от удаленных источников, измеренных на суше, на морском дне и сейсмоакустических шумов, измеренных в толще воды и даны объяснения их сходству и отличиям. Рассмотрены особенности волнового состава микросейсм в области низких, средних и высоких частот спектра. Рассмотрены особенности распространения микросейсм на границе океан - континент и даны объяснения ряду наблюдаемых явлений.

16. Рассмотрены основные направления разработки и использования донных обсерваторий, методы и средства измерения гидрофизических и гидрохимических параметров придонного слоя, в частности, для целей регистрации возможных краткосрочных предвестников сильных морских землетрясений. Проведен анализ геодинамической обстановки в Авачинском заливе Камчатки, где согласно долгосрочному прогнозу ожидается сильнейшее землетрясение. Рассмотрены возможные краткосрочные предвестники сильных землетрясений в этом регионе. Описаны результаты разработки и особенности конструкции опытной донной обсерватории ИО РАН. В ходе ее испытаний и опытной эксплуатации в Авачинской бухте были зарегистрированы существенные вариации ряда параметров, приуроченные к сейсмической активности в регионе.

ОСНОВНЫЕ ПУБЛИКАЦИИ АВТОРА ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ Монографии:

1. Загорский Я.Т., Левченко Д.Г., Носов В.М. Измерительные усилители на транзисторах. М.: Энергия, 1971. 217 с.

2. Колок А.Ф., Кнюпфер А.П., Левченко Д.Г. Измерение характеристик быстропротекающих процессов. М.: Машиностроение, 1979. 67 с.

3. Лобковский Л.И., Левченко Д.Г., Леонов A.B., Амбросимов А.К. Геоэкологический мониторинг морских нефтегазоносных акваторий. М.: Наука, 2005. 325 с.

4. Левченко Д.Г. Регистрация широкополосных сейсмических сигналов и возможных предвестников сильных землетрясений на морском дне. М.: Научный мир, 2005.240 с.

Статьи и опубликованные доклады на международных конференциях:

1. Алексеев С.Г., Гельман М.М., Котюк А.Ф., Левченко Д.Г. Цифровая установка измерения вероятностно - статистических характеристик инфранизкочастотных процессов//Измерительная техника, 1978, №3. С.

2. Багимов А.И., Левченко Д.Г., Марыкивский O.E. Двухканальный широкодиапазонный анализатор спектра// Приборы и техника эксперимента, 1978, №6. С.64-66.

3. Левченко Д.Г., Мкртчян O.P., Мхитарян С.А., Ахсахалян Г.А., Мхитарян С.Х. Вопросы оптимизации микропроцессорной автономной донной сейсмической станции с твердотельным накопителем// Сб. "Морская сейсмология и сейсмометрия". Тр. ИО АН СССР, 1989. С.55-62.

4. Левченко Д.Г., Мкртчян O.P. Сокращение объема памяти процессора и времени вычисления корреляционных и спектральных функций широкополосных случайных процессов// Тр. Всес. школы "Технические средства и методы исследования мирового океана", Геленджик, 1989. С.52-53.

5. Контарь Е.А., Левченко Д.Г. Влияние придонных течений на сейсмометрические записи в районе Азоро-Гибралтарского сейсмологического полигона// Тр. I Всес. Конф. "Морская сейсмология и сейсмометрия" М.:1989, с.5-7.

6. Контарь Е.А., Левченко Д.Г., Соловьев С.Л. Придонные течения в сейсмически активном районе Атлантического океана// ДАН СССР. 1990. Т.310. N5. С.1231-1235.

7. Контарь Е.А., Левченко Д.Г., Соловьев С.Л. Влияние придонных течений в сочетании с рельефом дна на шумовые условия в точке наблюдений// Вулканология и сейсмология. 1991. N4. С.97- 103.

8. Ковачев С.А., Левченко Д.Г., Соловьев С.Л.. Характер регистрации землетрясений на дне океана в зависимости от частотной полосы сейсмометрического канала//. Вулканология и сейсмология. 1991. N4. С.86-89.

9. Левченко Д.Г. Разработка новых микросхем для автономных донных сейсмостанций// Тр.П Всес. конф. "Морская сейсмология и сейсмометрия" М„ 1991. С.93-94.

10. Левченко Д.Г., Соловьев С.Л. Опыт регистрации донных сейсмических шумов на Черном море. Тр.П Всес. конф. "Морская сейсмология и сейсмометрия". М„ 1991. С.91-92.

П.Жданов М.А., Левченко Д.Г., Соловьев С.Л.. Об измерении донных сейсмических шумов в диапазоне 0,01-10 Гц (Северо-Эгейский трог)// Океанология. 1993. №.2. С.299-303.

12. Левченко Д.Г., Розман Б.Я., Утяков Л.Л., Шахраманьян М.А. Выносные донные станции для геофизического мониторинга и оперативного оповещения о землетрясениях и цунами// Тр. Морск. гидрофиз. Инст. НАНУ. Севастополь. 1995. С.57-59.

13. Воронина Е.В., Левченко Д.Г., Соловьев С.Л., Сонькин A.B. Особенности регистрации сильного Гималайского землетрясения на дне центральной части Атлантического океана и дисперсия длиннопериодных волн Лява// Физика Земли, сер. геофиз. 1995. N 2. С. 3-17.

14. Ковачев С.А., Кузин И.П., Левченко Д.Г. Исследование сейсмической активности акваторий Мирового океана и внутренних водоемов// Тр. Конф. "Технические средства изучения и освоения океанов и морей" М.: РАН, РАЕН. 1996. С. 25-26.

15. Левченко Д.Г., Розман Б.Я., Утяков Л.Л., Шехватов Б.В., Пустовойт В.И., Шахраманьян М.А. Разработка комплекса геофизических и гидрохимических донных станций для регистрации предвестников сильных землетрясений в прибрежных районах// Тр. Конф. "Технические средства изучения и освоения океанов и морей" М.: РАН, РАЕН. 1996. С. 27-28..

16. Загорский Я.Т., Воротницкий В.Э., Левченко Д.Г. Снижение мощности потребления автономных измерительных приборов в микрорежиме// Тр.Ш Межд. НТК. "Современные методы и средства океанологических исследований". М.: РАН, РАЕН. 1997. С.80-84.

17. Ковачев С.А., Холопов Б.В., Левченко Д.Г. Сейсмологический мониторинг в Авачинском заливе п-ова Камчатка// Tp.IV Межд. НТК "Современные методы и средства океанологических исследований". М.: РАН, РАЕН. 1998. С.34-35.

18.Левченко Д.Г. Особенности конструирования широкополосных донных сейсмографов// Океанология. 2001. № 4. С. 605-615.

19. Левченко Д.Г., Мациевский С.А. Широкополосные цифровые донные сейсмостанции// Сейсмические приборы. 2000. № 33. С. 52 - 68.

20.Левченко Д.Г. Результаты регистрации широкополосных (0,003 - 10 Гц) сейсмических сигналов на морском дне// Океанология. 2002. Т.42. №4. С.620-631.

21.Гаврилов В.А., Левченко Д.Г., Утяков JI.JL, Шехватов Б.В. Гидрохимическая донная станция для регистрации краткосрочных предвестников морских землетрясений// Океанология. 2000. Т.40. №3. С.456-467.

22.Кузин И.П., Левина В.И., Левченко Д.Г., Соловьева О.Н., Фленов А.Б. О скоростях волн Р и S в зоне Беньофа Южной Камчатки// Физика Земли. 2004. №2. С.3-14.

23.3убко Ю.Н., Левченко Д.Г., Леденев В.В., Парамонов А.А. Современные донные станции для сейсморазведки и сейсмологического мониторинга// Научное приборостроение. 2003. Т. 13. №4. С.70-82.

24.Левченко Д.Г. Влияние обводненного слоя осадков на регистрацию сейсмических сигналов донным сейсмографом// Океанология. 2006. Т.46. №5. С.783-794.

25.Levchenko D.G., Soloviev S.L., Voronina E.V. Long-period seismic waves of the strong earthquake in Himalaya as recorded in Atlantic ocean by broad-band OBS. Int. Symp. «Ten years of GEOSCOPE Broadband Seismology». Paris-France. 1992. P. 18.

26.Levchenko D.G., Soloviev S.L., Zhdanov M.A. Sea floor seismic noise in the North Aegean trough for band-pass 0.01-0.5 Hz // Proc. ХХП Gen. Assembly, Europ. Seism. Comm. Barcelona. 1992. P.227-231.

27.Levchenko D.G., Soloviev S.L., Son"kin A.V., Voronina E.V. Recording of ocean-bottom seismic noise and of a strong earthquake in the Himalayas by broadband digital OBS installed on the Mid-Atlantic Ridge// Physics of the Earth and Planetary Interiors. 1994. V.84. P.305-320..

28.Levchenko D.G., Rozman B.Ya., Utiakov L.L., Shahramanian M.A. The Bottom stations for geophysical monitoring and warning of Earthquake and Tsunami// Abstr. Oceanol. Int. Conf. 01-96. Brighton, United Kingdom. 1996. V.3/. P.341-344..

29.Levchenko D.G. Application of the Electrochemical Sensors in structure Digital Ocean Broadband Seismic Stations// Abstr. 4th Int. Worksh. On Electrochemical Flow Measurements - Fundamentals and Applications. 1996. Lanstein, Germany. P.24.

30.Levchenko D.G., Zhdanov M.A. Some Theoretical and Experimental Rezults of the Sea Bottom Microseisms Research for Broadband Frequency Range// Abstr.XXV Gen. Assembly ESC. 1996. Reykjavik, Iceland. P.39.

31.Grafov B.M., Levchenko D.G., Timoshuk E.P., Sirotinskiy Yu.V., Rykov A.V., Ulomov I.V. Marchenkov A.Yu. The comparative analysis various seismic sensors in structure digital broadband seismic station// Proc. 4th Int. Worksh. On

Electrochemical Flow Measurements - Fundamentals and Applications. Lanstein, Germany. 1996. V.17. P.l-10.

32.Kuzin LP., Kovachov S.A., Levchenko D.G. Kamchatka project of the bottom monitoring system// Ext. Abstr. Int. Worksh. On Scientific Use of Submarine Cables. Okinava, Japan. 1997. P.156-162.

33.Levchenko D.G., Rozman B.Ya., Utyakov L.L. The Complex Bottom Station for Registration Geophysical and Hydrochemical Forecastings in the Epicenter Area of the Expected Strong Earthquake on subductive Zone. Abstr. Ocean. Int. Con. 01-97. Pacific Rim. Singapore. 1997. P.41-48.

34.Levchenko D.G., Utyakov L.L., Pustovoit V.I., Shahramanyan M.A. Autonomous underwater stations for ocean observing systems. Conf. Proc. Ocean. Int. 98. V.2. The Global Ocean. Brighton, England. 1998. P.69-75.

35.Levchenko D.G Brodband digital bottom stations// M.: Int. Conf. PACON-99.1999. P. 1-8.

36.Levchenko D.G., Utyakov L.L., Kovchin I.S. New generation of technical means and methods for ocean monitoring systems// Int. Conf. Ocean-99. SeattleWashington, USA. 1999. P. 1544-1547.

Авторские свидетельства и патенты на изобретения:

1. Воробьев И.И., Дербиков И.П., Ефремов В.П., Левченко Д.Г., Шеин Б.Н. Донная сейсмостанция. А.С. от 12.07.1985 г. №1351409.

2. Левченко Д.Г., Мухин В.Л., Шеин Б.Н. Способ хронирования информации автономной донной станции и устройство для его осуществление. А.С. от 30.07.1987г., №1512344.

3. Воробьев И.И., Левченко Д.Г., Шеин Б.Н. Способ измерения геофизических величин и устройство для его осуществления. А.С. от 30.07.1987 г., №1586404.

4. Криволапов Г.И., Левченко Д.Г., Шеин Б.Н., Чернецкий Г.А. Способ временной привязки информационной системы и устройство для его осуществления. А.С. от 25.12.1987 г., №1586404.

5. Криволапов Г.И., Левченко Д.Г., Шеин Б.Н., Чернецкий Г.А. Способ сейсмических исследований дна водного бассейна и устройство для его осуществление. А.С. от 25.12. 1987 г. №1605810.

6. Левченко Д.Г., Парамонов А.А., Носов А.В., Симонов В.Н. Устройство и способ (варианты) хронирования информации автономной информационно-измерительной системы. Патент на изобретение № 2277298 от 22. 09. 2004 г.

Работа напечатана в типографии ООО «Альянс Документ Центр» Тираж 100 экз. Заказ № 257

Содержание диссертации, доктора технических наук, Левченко, Дмитрий Герасимович

ВВЕДЕНИЕ.

Глава 1. АНАЛИЗ ПУТЕЙ РАЗВИТИЯ И СОВРЕМЕННОГО СОСТОЯНИЯ

ДОННОЙ СЕЙСМОЛОГИИ.

1.1. Донные сейсмографы, история развития и области применения.

1.2. Широкополосные сейсмографы и геофизические обсерватории.

Глава 2. РЕЗУЛЬТАТЫ КОНСТРУИРОВАНИЯ И ИСПОЛЬЗОВАНИЯ

ШИРОКОПОЛОСНЫХ ДОННЫХ СЕЙСМОГРАФОВ

2.1.Основные метрологические характеристики донных сейсмографов.

2.2. Широкополосные сейсмоприемники для донных сейсмографов.

2.3.Особенности регистрации микросейсм на морском дне.

2.3.1. Методы статистической оценки сейсмических шумов.

2.3.2.Сокращение объема данных и количества вычислений при оценке микросейсм.

2.4.Системы сбора и регистрации информации для автономных донных сейсмографов.

2.5. Обеспечение привязки регистрируемых сигналов к единой шкале времени.

2.6. Особенности конструктивного исполнения широкополосных донных сейсмографов.

2.7. Исследования широкополосных донпых сейсмографов на стендах.

Глава 3. ИССЛЕДОВАНИЕ ОСОБЕННОСТЕЙ РЕГИСТРАЦИИ

СЕЙСМИЧЕСКИХ СИГНАЛОВ НА ДНЕ АКВАТОРИЙ.

3.1. Взаимодействие морских сейсмографов с дном.

3.2. Влияние обводненного слоя осадков на регистрацию сейсмических сигналов.

3.3. Влияние придонных течений на работу донных сейсмографов.

Глава 4. РЕЗУЛЬТАТЫ РЕГИСТРАЦИИ И ИССЛЕДОВАНИЯ СИГНАЛОВ

МИКРОСЕЙСМ И ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ НА ДНЕ.

4.1. Исследование микросейсм в экспедициях Института океанологии.

4.2. Анализ источников возбуждения и условий распространения микросейсм

4.3. Распространение микросейсм по океаническим волноводам,. устойчивые спектры микросейсм.

4.3.1. Трансформация микросейсм па континентальном склоне

4.4. Результаты регистрации и исследования сигналов землетрясений па морском дне.

4.4.1. Регистрация землетрясений в районе Азорских островов.

4.4.2. Регистрация и исследование сейсмических сигналов в Мотовском заливе Баренцева моря.

4.4.3. Регистрация сейсмических сигналов в северо-восточной части Черного моря.

Глава 5. РЕЗУЛЬТАТЫ КОНСТРУИРОВАНИЯ И ИСПОЛЬЗОВАНИЯ ДОННЫХ

ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ОБСЕРВАТОРИЙ.

5.1. Методы и средства измерения геофизических параметров в водной среде и придонном слое

5.2. Гидрохимические и гидрофизические предвестники сильных землетрясений в районе Авачипского залива Камчатки.

5.3. Особенности разработки донных обсерваторий для регистрации предвестников землетрясений.

5.4. Результаты опытной эксплуатации донной обсерватории ИО РАН в Авачинской бухте Камчатки.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Методы и средства регистрации широкополосных сейсмических сигналов и возможных предвестников сильных землетрясений на морском дне"

Сейсмология традиционно развивалась как наука о землетрясениях на суше. Сейсмологическими наблюдениями в настоящее время охвачена практически вся твердая поверхность Земли. Наземная сейсмологическая сеть оснащена широкополосными цифровыми сейсмографами с полосой регистрации от тысячных долей герца до десятков герц при динамическом диапазоне свыше ста децибел. В то же время развитие морской сейсмологии по ряду причин в значительной степени отстает. Стационарные донные сейсмографы в настоящее время насчитываются единицами и имеются только в Японии. Автономные донные сейсмографы имеются в ряде развитых стран (США, России, Японии, Германии, Франции), однако по основным параметрам они, как правило, значительно уступают наземным образцам (Usher, et al., 1979; Аки, Ричарде, 1983; Соловьев, 1985, 1986; Wielandt, Stein, 1986; Воронина и др., 1995; Рыков, 1995; Levchenko et al., 1996; Kasahara, Toshinori, 1997; Островский, 1998; Levchenko, 1999).

Следует отметить, что регистрация удаленных морских землетрясений наземными сейсмометрами производится с большими погрешностями, что сказывается при определении глубин гипоцентров, плановых координат и магнитуды. Слабые морские землетрясения при этом не регистрируются вовсе. Вместе с тем, вследствие геотектонических особенностей Земли большинство землетрясений (до 80% по ряду оценок) происходит под дном морей и океанов. Донная сейсмическая активность, как известно, концентрируется в прибрежных зонах ряда континентальных окраин, островных дуг и срединных океанических хребтов. Прибрежные землетрясения представляют существенную опасность для береговых сооружений и населенных пунктов. Дойные землетрясения зачастую вызывают разрушительные волны цунами, приводят к моретрясениям, опасным для судов, провоцируют сход подводных лавин и оползней и другие явления, которые нарушают также экологию акваторий.

В связи с активным освоением шельфа для нефте- и газодобычи, прокладкой подводных трубопроводов и кабелей связи дойные землетрясения и провоцируемые ими явления (оползни, мутьевые потоки и др.) становятся чрезвычайно опасными как для самих морских сооружений, так и для экологии региона в целом. Необходимо, также, отметить возможность появления наведенной сейсмичности при извлечении больших объемов нефти и газа из земных недр. Поэтому сейсмологическое обеспечение морских иефте- и газодобывающих комплексов и других крупных подводных сооружений представляется совершенно необходимым.

Большое значение морская сейсмология имеет и для решения фундаментальных задач. По сути низкочастотные сейсмические сигналы являются единственными агентами, позволяющими проникнуть на большую глубину в недра Земли и исследовать ее строение вплоть до внутреннего ядра. Океанская литосфера тоньше и более однородна по сравнению с континентальной, поэтому локальные свойства среды в этом случае вносят меньше искажений в наблюдаемую картину распространения сейсмических волн. Морские сейсмографы необходимо использовать при изучении источников генерации и условий распространения микросейсм, при исследовании механизмов возникновения и развития цунами, при изучении сейсмической активности в зонах субдукции и в районах срединных океанических хребтов и других областях. Уровень сейсмических шумов на глубоком дне значительно ниже, чем в среднем на суше, что позволяет за относительно короткий срок регистрировать большое число слабых и микро землетрясений.

Одним из важных направлений использования донных сейсмографов является исследование сейсмических шумов, возбуждаемых морскими и океаническими волнами и рядом других источников. Микросейсмы представляют собой случайные нестационарные процессы и проявляются во всем спектре регистрации сейсмических сигналов. Низкочастотные микросейсмы распространяются па большие расстояния с малым затуханием и служат естественным фоном, который определяет порог чувствительности сейсмографов, как морских, так и наземных. Поэтому представляет интерес поиск "окон прозрачности" для регистрации слабых и удаленных землетрясений. Кроме того, изучение микросейсм представляет самостоятельный интерес, так как их механизмы генерации и особенности спектрального распределения до сих пор пе совсем ясны. Следует отметить, что в настоящее время широкополосные микросейсмические шумы, генерируемые океаническими волнами, в низкочастотной их части (ниже 1 Гц) регистрируются в основном наземными сейсмометрами из-за отсутствия соответствующей морской аппаратуры. Для измерения микросейсм в море используются, также, гидрофоны, опускаемые с судов в толщу морской воды. Однако оба эти метода, представляя самостоятельный интерес, не позволяют получать результаты адекватные измерению микросейсм непосредственно па морском дне.

В последнюю четверть XX века предпринимается ряд попыток создания стационарной океанической сети донных сейсмографов (проекты «GEOSCOP»,

GEOSTAR», «POSEIDON» и др.). Тем не менее, практическое развертывание стационарной морской сейсмологической сети наталкивается па ряд серьезных принципиальных и технических трудностей.

Поскольку донные станции должны работать в автоматическом режиме, необходимо обеспечить их высокую надежность в течение длительного срока эксплуатации. Станции должны иметь прочные корпуса для защиты аппаратуры от давления па глубине и от ударов о борт судна и о твердое дно при постановке. Существенные сложности связаны с передачей сейсмологической информации па берег и обеспечением длительного питания аппаратуры. Кардинальным решением является использование подводных кабелей для питания станций, управления и передачи информации на берег. Однако стоимость морских кабелей чрезвычайно высока. Перспективным направлением является использование уже проложенных связных донных кабелей, которые в настоящее время не используются но прямому назначению (Проекты «POSEIDON», «GEO-TOK», Япония и др.). Однако и такие проекты требуют значительных капиталовложений. Например, проект «VENUS» (Япония, 1992 - 1999 гг.) с установкой трех донных сейсмографов на проложенный связной кабель Окинава - Гуам оценивается в 12 млн. долларов (Kasahara, Toshinory, 1997).

В связи с отсутствием в настоящее время стационарной морской сейсмологической сети для решения задач морской сейсмологии используются в основном автономные донные сейсмостанции (АДСС). Конструктивно АДСС подразделяются на "буйковые", имеющие поверхностный сигнальный буй, соединенный с донной станцией через соединительный фал, промежуточный груз и трос, и "самовсплывающис", сосредоточенные на дне, имеющие положительную плавучесть и всплывающие при отсоединении балласта по команде.

Не решая всех сейсмологических задач, АДСС, тем не менее, имеют ряд преимуществ. Их высокая мобильность позволяет быстро развертывать сеть станций практически в любом интересующем районе Мирового океана. Конфигурация полигона может быть выбрана в соответствии с конкретными задачами и имеющимся оборудованием. Состав аппаратуры и параметры сейсмометров могут меняться перед каждой постановкой. Наконец, стоимость АДСС примерно на порядок ниже стоимости кабельной стационарной станции. Автономные донные сейсмостанции имеются в ряде развитых стран (США, Россия, Япония, Германия, Франция), однако по основным параметрам они, как правило, значительно уступают лучшим наземным образцам

Воронина и др., 1995, Зубко и др., 2003, Рыков, 1995, Левченко, 2001, Jacobson et al., 1991, Shiobara et al., 2001, Wielandt, Stein, 1986).

Одной из актуальных проблем современной сейсмологии является краткосрочное прогнозирование землетрясений. Огромный экономический ущерб от разрушительных землетрясений, гибель людей заставляют совершенствовать и искать новые методы и технические средства, позволяющие повысить эффективность краткосрочных прогнозов.

По современным представлениям при подготовке сильных морских землетрясений происходит активизация массопереноса между придонным слоем морской воды и глубинными слоями земной коры. В результате этого процесса химический состав воды, а также другие се параметры (рН, температура, проводимость, скорость звука, прозрачность и т.д.) претерпевают существенные изменения (Садовский и др., 1977; Соловьев, 1986; Геохимические методы., 1992; Желтухин, 1998). Заблаговременная регистрация этих изменений может служить основой для краткосрочного прогнозирования сильных землетрясений. Такая регистрация может производиться, например, с помощью донных обсерваторий, размещаемых в местах возможных катастрофических землетрясений и имеющих линии связи е береговыми постами.

Цель и основные задачи работы

Предлагаемая работа посвящена фундаментальным проблемам - разработке методов и средств для морских сейсмологических исследований, регистрации возможных предвестников сильных морских землетрясений и изучению сейсмических явлений на океаническом дне в широкой полосе частот.

В соответствии с этим решались следующие задачи:

1. Разработка и испытания широкополосных автономных допных сейсмографов и оптимизация их параметров с целью улучшения основных метрологических характеристик (порога чувствительности, полосы пропускания, стабильности коэффициента передачи) и увеличения времени регистрации на дне.

2. Длительные исследования широкополосных сейемоприемников электрохимического типа с целью изучения стабильности основных параметров (чувствительности, частотной характеристики, уровня шумов).

3. Разработка специальных методов и устройств временной привязки регистрируемых сигналов к единой системе времени для использования в автономных донных станциях.

4. Исследование способов регистрации в широкой полосе частот и методов оценки микросейсм как нестационарных случайных процессов с целью сокращения объема регистрируемой информации и объема вычислений.

5. Длительная регистрация на суше сигналов от местных и удаленных землетрясений в широкой полосе частот совместно наземным стационарным и донным сейсмографами с целью уточнения основных метрологических характеристик последнего.

6. Исследование взаимодействия корпуса сейсмографа с мягким дном с целью оценки возможных искажений при регистрации сейсмических сигналов.

7. Исследование влияния придонных течений на работу донных широкополосных сейсмографов с целью уменьшения помех и оптимизации конструкции.

8. Исследование влияния обводненного слоя донных осадков на регистрацию сейсмических сигналов.

9. Регистрация на дне сигналов микросейсм в широкой полосе частот в различных условиях и регионах с целью выявления особенностей их возбуждения и распространения.

10. Регистрация на дне сигналов от местных и удаленных землетрясений в широкой полосе частот с целыо выявления особенностей распространения различных типов волн в коре океанического типа и мантии Земли.

11. Исследование влияния океанических волноводов на распространение микросейсм, взаимодействия микросейсм с континентальными склонами и формирования устойчивых спектров микросейсм.

12. Проведение сравнительного анализа спектров микросейсм, зарегистрированных в толще воды, па океаническом дне и на суше с целыо выявления особенностей их генерации и распространения в различных частотных диапазонах.

12. Исследование затухания микросейсм при распространении на большие расстояния с целью уточнения областей их преимущественной генерации.

13. Анализ геодипамической обстановки в районе Авачипского залива Камчатки и оценка возможности изучения краткосрочых предвестников сильных землетрясений в этом регионе.

14. Разработка и испытания донной обсерватории для регистрации геофизических и гидрохимических параметров придонного слоя с целью выявления и исследования краткосрочных предвестников сильных морских землетрясений.

Методика исследований

Для исследования погрешностей регистрации широкополосных сигналов землетрясений использовались методы, применяемые обычно при измерении быстропротекающих процессов. Производились оценки динамических погрешностей с учетом инерционности сейсмографов, рассматривались условия корректности и единственности решений при восстановлении входных сигналов.

При анализе помех, вызываемых придонными течениями, и разработке рекомендаций по оптимальному конструированию донных сейсмографов использовался метод, состоящий в сочетании качественных оценок, даваемых теорией турбулентного течения, и количественных оценок, полученных путем натурного эксперимента.

При регистрации и анализе микросейсм как случайных нестационарных процессов применялись оценки усредненных во времени корреляционной и спектральной функций. Исследованы свойства таких оценок и способы их измерения.

При исследовании способов генерации и путей распространения микросейсм в океанических волноводах в основу были положены методы, применяемые обычно в области гидроакустики «мелкого моря» и на повышенных частотах. Трансформация этих методов в область глубокого океана и инфрапизких частот, потребовала специального рассмотрения влияния сдвиговых воли па резонансные явления на дне.

Научная и техническая новизна

Разработаны и используются в экспедициях Института океанологии РАН широкополосные автономные донные сейсмографы, защищенные несколькими авторскими свидетельствами и патентом на изобретения. По ряду основных параметров (частотный диапазон регистрации, реальный динамический диапазон, способ привязки к единому времени, защита от помех, экономичность питания) эти сейсмографы не имеют аналогов среди отечественных и зарубежных морских приборов аналогичного назначения. Сейсмографы экспонировались на всемирных выставках в экспозиции России в 1998 г. (ЭКСПО-1998, г.Лиссабои, Португалия), в 2000 г. (ЭКСПО-2000, г.Гапповер, Германия) и в 2005 г. (ЭКСПО-2005, г.Пагоя, Япония).

Предложены и исследованы метод и устройство для привязки регистрируемых сигналов к Единому времени, основанный на цифровой компенсации температурной погрешности кварцевого генератора. Устройство отличается высокой точностью и экономичностью питания. Предложены способы временной коррекции донных часов с помощью гидроакустического канала связи в условиях интенсивных помех и нестабильной скорости распространения акустических сигналов. Эти методы и устройства защищенные авторскими свидетельствами на изобретения.

Рассмотрены вопросы взаимодействия корпуса сейсмографа с мягким дном. Показано, что в данном случае большое значение имеют реологические свойства донных осадков - вязкость, время релаксации и др., что ранее практически не учитывалось. Для исследования явлений, возникающих при взаимодействии сейсмографа с мягким дном, предложено использовать модель вязко - пластичной среды. Приводятся результаты экспериментальных исследований, подтверждающие выбор данной модели.

Проведен анализ механизмов возбуждения специфических помех в донных широкополосных сейсмографах за счет придонных течений: при непосредственном воздействии турбулентности на блок сейсмопремников, при генерации акустических колебаний за счет турбулентности и при возбуждении акустических помех колеблющимися элементами сейсмографа. Даны рекомендации по уменьшению их влияния.

При исследовании микросейсм с целыо сокращения объема регистрируемой информации и объема вычислений весь частотный диапазон разбивался на ряд поддиапазонов, с оптимальным выбором частот дискретизации и времени усреднения в каждом поддиапазоне. Такое техническое решение позволило увеличить время регистрации примерно на два порядка без снижения точности оценки параметров микросейсм. Для измерения спектров микросейсм использованы оценки усредненных во времени корреляционной и спектральной функций нестационарных случайных процессов, рассмотрены свойства таких функций и погрешности.

Получены уникальные записи сигналов землетрясений и микросейсм в широком частотном диапазоне, позволившие найти объяснения ряду явлений, связанных с генерацией и распространением микросейсм в океанической среде. Установлены зависимости интенсивности максимумов спектров микросейсм от развития местных штормов и устойчивость формы равновесных спектров микросейсм, возбуждаемых удаленными источниками. Проведенный сравнительный анализ показал, что спектры давления микросейсм, измеренные в толще воды, существенно отличаются от спектров смещения (ускорения), измеренных па дне, и от спектров, измеренных на континенте. В соответствие с предложенной моделью возбуждения и распространения микросейсм даны объяснения ряду наблюдавшихся "парадоксов" микросейсм: задержки во времени или отсутствия роста интенсивности микросейсм в ряде случаев при развитии сильных штормов, несовпадения направлений прихода микросейсм с направлениями на эпицентры сильных штормов и др.

Научная обоснованность и достоверность

Научная обоснованность разработанных принципов построения широкополосных донных сейсмографов в целом и отдельных их элементов подтверждена длительными сравнительными испытаниями на стенде Института Физики Земли РАН в течение 1994 - 1998 годов и успешным использованием донных сейсмографов в ряде экспедиций И О РАН в течение 15 лет.

При исследовании взаимодействия корпуса сейсмографа с мягким дном применялась модель пластично-вязкой среды (модель Биигхема). Обоснованность выбора данной модели была проверена экспериментальным путем. В ходе экспериментов оценивались вязкость материала, величина статического внутреннего трения, имитировался процесс погружения сферического корпуса в мягкое дно при разных нагрузках. В качестве экспериментального материала были выбраны мелкодисперсные глины по своим свойствам и составу близкие к алевритовым илам занимающим свыше 80% дна мирового океана.

Достоверность полученных результатов при измерениях сигналов землетрясений и микросейсм на морском дне подтверждается сравнением с результатами, полученными различными авторами, в разное время и другими методами (спектры микросейсм и сигналов землетрясений, полученные в доппых скважинах, на дне, на суше и в водной толще). Научная обоснованность полученных выводов о формировании устойчивых спектров микросейсм и путях их распространения, а также, резонансных явлениях в обводненном слое донных осадков определяется тем, что они опираются на фундаментальную теорию распространения упругих воли в слоистых средах.

При исследовании мест возбуждения и путей распространения микросейсм использовались данные, полученные с помощью донных сейсмографов ИО РАИ, опубликованные результаты ряда зарубежных морских сейсмологов, а также, данные стационарных наземных сейсмостанций, полученные за длительный период времени (около 50 лет).

Практическая ценность полученных результатов

Разработаны и успешно используются широкополосные автономные донные сейсмографы, которые по основным метрологическим характеристикам (частотному и динамическому диапазонам, порогу чувствительности, экономичности питания и др.) приближаются к лучшим наземным сейсмографам и не имеют аналогов среди отечественных и зарубежных морских приборов аналогичного назначения.

Получены уникальные записи сигналов землетрясений и микросейсм в широком частотном диапазоне, позволившие найти объяснения ряду явлений, связанных с генерацией микросейсм и распространением сигналов землетрясений и микросейсм в океанической среде.

Разработанные принципы построения широкополосных донных сейсмографов и накопленный опыт их применения позволяют на их базе создавать стационарные морские сейсмологические сети, в частности, в районах промышленного освоения акваторий с целыо мониторинга сейсмической обстановки и предупреждения опасных ситуаций. Разработанные сейсмические приборы могут также стать основой разрабатываемой глобальной международной океанической системы сейсмологических наблюдений.

Разработана, испытана в натурных условиях и передана в опытную эксплуатацию в Институт сейсмологии и вулканологии ДВНЦ РАН (Камчатка) донная обсерватория для регистрации ряда геофизических и гидрохимических параметров водной среды, в том числе краткосрочных предвестников сильных землетрясений. По своим техническим показателям донная обсерватория может использоваться для экологического мониторинга акваторий, вовлеченных в промышленное развитие, в частности, в районах строительства нефтегазовых объектов.

Основные защищаемые положения

- Разработаны и используются в экспедициях Института океанологии РАН широкополосные автономные донные сейсмографы, по ряду основных параметров (частотный диапазон регистрации, реальный динамический диапазон, способ привязки к единому времени, защита от помех, экономичность питания) приближающиеся к лучшим наземным образцам и не имеющие аналогов среди отечественных и зарубежных морских приборов подобного назначения. Сейсмографы экспонировались на всемирных выставках в экспозиции России в 1998 г. (ЭКСПО-1998, г.Лиссабон, Португалия), в 2000 г. (ЭКСПО-2000, г.Ганновер, Германия) и в 2005 г. (ЭКСПО-2005, г.Нагоя, Япония).

- В результате проведенных исследований и длительной экспериментальной проверки установлено, что электрохимические сейсмоприемники по основным метрологическим параметрам (полосе пропускания и чувствительности) близки к лучшим наземным стационарным сейсмопреобразователям и отличаются малыми габаритами, весом, устойчивостью к ударам (до 30 g), способностью работать без ручной юстировки под любым углом наклона. Эти качества позволяют с успехом использовать эти приборы в широкополосных донных сейсмографах.

- Разработанные метод и устройство временной привязки регистрируемых сигналов к единому времени с цифровой компенсацией температурной погрешности кварцевого генератора опорной частоты позволяют обеспечить необходимую точность электронных часов при работе в составе донного сейсмографа. При длительной работе сейсмографа на дне для временной коррекции часов возможно применение методов с использованием канала гидроакустической связи. Эти методы и устройства защищенные авторскими свидетельствами и патентом на изобретения.

- Для оценки спектров микросейсм возможно использование усредненных во времени корреляционной и спектральной функций, применяемых для оценки слабо нестационарных случайных процессов. Эти функции преобразуются линейными системами и измеряются с помощью тех же устройств, что и функции эквивалентных стационарных процессов. При исследовании микросейсм е целью сокращения объема регистрируемой информации и объема вычислений весь частотный диапазон следует разбивать на ряд поддиапазонов, с оптимальным выбором частот дискретизации и времени усреднения в каждом поддиапазоне. Такое техническое решение позволяет существенно увеличить время регистрации без снижения точности оценки параметров микросейсм.

- При взаимодействия корпуса сейсмографа с илистым дном определяющее значение имеют реологические свойства донных осадков - вязкость, время релаксации и др., что ранее практически не учитывалось. Для исследования возникающих явлений, следует использовать модель вязко - пластичной среды (модель Бипгхема). Проведенные оценки показали, что для диапазона частот 0,003 - 30 Гц, используемом в широкополосной донной сейсмологии, влияние массы сейсмографа па результаты регистрации на илистом дне пренебрежимо мало, если длина волны много больше размеров корпуса прибора. Существенные погрешности могут возникнуть при постановке сейсмографа па резиноподобные среды - торфяники, скопления водорослей и др., имеющие большую область упругих деформаций.

- Придонные течения могут вызывать существенные помехи при регистрации сейсмических сигналов на дне в широкой полосе частот - путем непосредственного воздействии па блок сейсмопремников, при возникновении турбулентности вокруг выступающих частей сейсмографа или неровностей дна и при возбуждении акустических полей колеблющимися элементами сейсмографа. Для уменьшения помех от течений следует применять отдельный блок сейсмоприемпиков и обеспечивать необходимый разнос, уменьшать поперечное сечение корпуса с сейсмоприемниками при увеличении его веса, исключать тонкомерные наружные элементы, увеличивать обтекаемость корпуса, выбирать для постановки относительно ровное дно.

- Обводненный слой донных осадков оказывает существенное влияние на распространение сейсмических колебаний. За счет резонансных явлений в слое осадков амплитуда поперечных волн на дне может значительно увеличиваться. Продольные волны проходят через обводненный слой с относительно небольшими изменениями амплитуды.

- Интенсивности и частоты максимумов спектров микросейсм, возбуждаемых местными штормами, тесно связаны с развитием спектров ветрового волнения. Спектры микросейсм от удаленных источников сохраняют устойчивость формы, которая определяется условиями их распространения по океаническим волноводам. -Спектры микросейсм от удаленных источников, измеренные на дне, па суше и в толще воды имеют как общие признаки, так и существенные различия. Эти различия определяются условиями распространения сейсмических сигналов в океанических волноводах и в переходной зоне море - суша.

- Обширные области океанов (абиссальные равнины) для рассматриваемого диапазона частот сейсмоакустических сигналов (0,003 - 10 Гц) представляют собой плоские волноводы типа вода - дно, которые существенным образом влияют на распространение сигналов донных землетрясений и микросейсм.

- Затухание микросейсм при распространении на большие расстояния по коре континентального типа происходит по тому же закону, что и для соответствующих поверхностных воли Релея или Лява, вызванных землетрясениями. Существенное влияние на распространение микросейсм на границе море - суша оказывает крутизна континентальных склонов. Этим можно объяснить задержки во времени или отсутствия роста интенсивности микросейсм в ряде случаев при развитии сильных штормов, несовпадения направлений прихода микросейсм с направлениями на эпицентры сильных штормов и другие явления.

Личный вклад автора

Автор настоящей работы, начиная с 1984 года, принимал активное участие в разработке, испытаниях и практическом использовании в экспедициях ИО РАН различных типов автономных донных сейсмографов. Основные этапы: разработка первого макета цифро-аналогового сейсмографа (1984 - 1986 гг.), участие в экспедиции в северо-восточной части Тихого океана (1986 г.); разработка ряда цифро-аналоговых сейсмографов и их испытания (рейсы в северную Атлантику, 1988 г., в Средиземное море и центральную Атлантику, 1989 г., Черное море, 1990 г., Средиземное море и северную Атлантику, 1991 г., Баренцево море, 1992 г.; модернизация сейсмографов и регистрация сейсмических сигналов на суше, 1994-1996 гг.; разработка аппаратуры и проведение экспериментов по краткосрочному прогнозу землетрясений на Камчатке (1995 - 1999 гг.); участие во всемирных выставках ЭКСПО-98, (г.Лиссабон, Португалия, 1998 г.), модернизация приборов и участие в ЭКСПО-2000 (г.Ганновер, Германия, 2000 г.), ЭКСПО-2005 (г.Нагоя, Япония). Параллельно с разработкой донных сейсмографов автором проводились теоретические исследования, направленные на совершенствование методов их использования, а также, анализ и обобщение получаемых экспедиционных материалов.

Структура и объем работы

Предлагаемая работа состоит из Введения, пяти Глав и Заключения. В Главе 1 проводится анализ развития зарубежной и отечественной донной сейсмологии, рассматривается современное состояние морского сейсмологического приборостроения, определяются основные нерешенные задачи. В Главе 2 анализируются вопросы разработки и совершенствования широкополосных донных сейсмографов и методов их использования. Рассматриваются широкополосные сейсмоприемиики электрохимического типа для донных сейсмографов, устойчивые к механическим воздействиям и изменениям температуры. Исследуются методы статистической оценки микросейсм. Предлагаются способы сокращения объема данных и количества вычислений при измерении их параметров. Описываются экономичные цифровые системы сбора и регистрации информации с твердотельными накопителями. Предлагаются способ и экономичные устройства для временной привязки информации к Единому времени. Рассматриваются особенности конструктивного исполнения широкополосных донных сейсмографов. Приводятся результаты их длительных стендовых испытаний.

В Главе 3 исследуются особенности регистрации широкополосных сейсмических сигналов на дне акваторий. Рассматриваются вопросы взаимодействия корпуса дойных сейсмографов с мягким дном, анализируются возможные искажения при регистрации сигналов. Исследуется влияние обводненного слоя осадков на регистрацию сейсмических сигналов. Рассматривается влияние придонных течений на работу широкополосных донных сейсмографов, проводится количественная оценка помех.

В Главе 4 приводятся основные результаты экспедиционных исследований с применением разработанных в ИО РАН широкополосных донных сейсмографов. Анализируются результаты регистрации на дне микросейсм и сигналов землетрясений от близких и удаленных источников в различных условиях. Рассматривается ряд специфических явлений, связанных с микросейсмами: устойчивость формы их спектра при значительном изменении интенсивности, причины микросейсмических «штормов», волновой состав, условия затухания при распространении на большие расстояния, условия трансформации на континентальном склоне.

В Главе 5 работы исследуются вопросы разработки и использования донных обсерваторий для регистрации возможных краткосрочных предвестников сильных морских землетрясений. Рассматривается геодинамическая обстановка в сейсмически активном районе - Авачипском заливе Камчатки. Оцениваются возможные гидрохимические и гидрофизические предвестники сильных землетрясений в этом регионе. Описываются особенности разработки и конструирования донной обсерватории в Институте океанологии РАН. Приводятся результаты ее испытаний и опытной эксплуатации в Авачипской бухте полуострова Камчатка.

Диссертация содержит 250 страниц, в том числе 105 рисунков, 27 таблиц, 203 наименования использованных источников.

Заключение Диссертация по теме "Океанология", Левченко, Дмитрий Герасимович

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Обобщая итоги исследований, проведенных в рамках данной работы, основные результаты можно сформулировать следующим образом.

1. Разработаны и успешно используются в экспедициях Института океанологии РАН в течение 15 лет широкополосные автономные донные сейсмографы трех модификаций: цифро-аналоговый, цифровой с управляющим компьютером, цифровой с основным и выносным компьютерами. Для увеличения длительности автономной работы сейсмографов на дне применялись специальные электронные схемы и специальные режимы их работы, позволяющие обеспечивать надежную работу при малом потреблении питания. Для оценки динамических погрешностей регистрации сигналов землетрясений в широкой полосе частот использовались методы, применяемые в теории измерения быстропротекающих процессов.

2. Исследованы и прошли длительную проверку уникальные электрохимические широкополосные (0, 003 Гц - 30 Гц) сейсмоприемники типов ЭХП-17 и ЭХП-20 разработки Института электрохимии РАН, по основным метрологическим параметрам (полосе пропускания и чувствительности) близкие к лучшим наземным стационарным сейсмоприемникам и отличающиеся малыми габаритами, весом, устойчивостью к ударам (до 30 g), способностью работать без ручной юстировки, под любым углом наклона. Эти качества позволяют с успехом использовать электрохимические сейсмоприемники в широкополосных донных сейсмографах.

3. При исследовании микросейсм с целью сокращения объема регистрируемой информации и объема вычислений весь частотный диапазон разбивался на ряд поддиапазонов, с оптимальным выбором частот дискретизации и времени усреднения в каждом поддиапазоне. Такое техническое решение позволило увеличить время регистрации примерно на два порядка без снижения точности оценки параметров микросейсм.

4. Разработаны метод и экономичное устройство временной привязки регистрируемых сигналов к единому времени путем цифровой компенсации температурной погрешности кварцевого генератора опорной частоты. Для коррекции генератора при длительной работе сейсмографа на дне предложены методы с использованием канала гидроакустической связи. Эти методы и устройства защищены авторскими свидетельствами на изобретения.

5. Рассмотрены вопросы взаимодействия корпуса сейсмографа с мягким дном. Проведен анализ принятой ранее модели в виде колебательной системы второго порядка. Показано, что в данном случае большое значение имеют реологические свойства донных осадков - вязкость, время релаксации и др., что ранее практически не учитывалось. Для исследования явлений, возникающих при взаимодействии сейсмографа с мягким дном, предложено использовать модель вязко - пластичной среды. Приводятся результаты экспериментальных исследований, подтверждающие выбор данной модели. Проведенные оценки показали, что для диапазона частот 0,003 -30 Гц, обычно используемом в широкополосной сейсмологии, влияние массы сейсмографа на результаты регистрации пренебрежимо мало как для продольных, так и для поперечных волн, если длина волны много больше размеров корпуса прибора.

6. Проведен анализ трех различных механизмов воздействия придонных течений на работу широкополосного донного сейсмографа: непосредственное раскачивание контейнера с сейсмоприемниками турбулентным течением, возбуждение акустических помех за счет вихрей Кармана и за счет вибрации тонкомерных элементов конструкции сейсмографа. Сложность анализа состояла в необходимости рассмотрения возбуждения помех в ближней зоне акустического поля и отсутствии количественных оценок влияния турбулентности. Получены оценки уровня помех и предложены рекомендации по их существенному уменьшению.

7. Рассмотрено влияние обводненного слоя осадков на регистрацию сейсмических сигналов на дне. Показано, что за счет резонансных явлений в слое осадков амплитуда сдвиговых волн на дне может значительно увеличиваться. Продольные волны проходят через обводненный слой осадков с относительно небольшими изменениями амплитуды. Указанные явления необходимо учитывать при обработке результатов регистрации сейсмических сигналов на морском дне.

8. Для проверки и отработки тракта регистрации широкополосной цифровой донной станции ИО РАН и его программного обеспечения в лаборатории сейсмометрии Института сейсмологии Объединенного института Физики Земли РАН (г.Москва) проводились длительные исследования на специальном стенде с марта по август 1994 года и с мая 1996 года по апрель 1998 года. За время испытаний с помощью сейсмоприемников ЭХП-20 и цифрового регистратора были зарегистрированы уровни дневных и ночных сейсмических шумов, несколько сотен региональных землетрясений и четыре телесейсмических события (землетрясения в Мексике, Индонезии, Пакистане и Индии), В результате исследований на стенде было установлено, что разработанная аппаратура и программы обеспечивают уверенную регистрацию как региональных, так и удаленных землетрясений и сигналов микросейсм, а донная сейсмостанция по основным параметрам (частотному диапазону и чувствительности) близка к образцовой стационарной наземной сейсмометрической аппаратуре. Высокий научно-технический уровень разработанной аппаратуры был подтвержден участием в двух всемирных выставках (Лиссабон, 1998 г. и Ганновер, 2000 г.).

9. С помощью разработанных широкополосных автономных сейсмографов во время морских экспедиций ИО РАИ получен ряд уникальных регистрации иа дне микросейсмических шумов от местных и удаленных источников, микросейсмических "штормов", записей сигналов местных и удаленных землетрясений, сейшевых колебаний акватории и др.

10. Результаты эксперимента в Эгейском море (октябрь 1989 г,), в котором практически одновременно регистрировались сигналы микросейсм и поверхностные гравитационные волны, позволили подтвердить механизм возбуждения микросейсм с помощью стоячих морских волн, предложенный Лонге - Хиггинсом (1950 г.). Соотношение частот максимумов спектров микросейсм и поверхностных волн составляло двух. Сдвиг по фазе между сигналами микросейсм в каналах X и Z составлял в среднем около 90° с опережением по горизонтальному каналу, при отношении амплитуд 8 : 1, т.е. движение частиц дна происходило по прямым эллипсам, сильно вытянутым по горизонтали. Поэтому можно предположить, что в составе микросейсм на дне преобладали волны Релея, деформированные влиянием водной среды. По результатам эксперимента была произведена оценка коэффициентов преобразования при возбуждении микросейсм как отношение максимальных значений энергетических спектров микросейсм и морских волн. Энергетический коэффициент преобразования для максимума спектра микросейсм для данного эксперимента был равен Ко,25 = 5.6.10'13.

П. По результатам регистрации на дне Северной Атлантики в районе Азорских островов удаленного Гималайского землетрясения (октябрь 1991 г.) были построены дисперсионные кривые волн Лява для коры переходного между (континентом и океаном) типа и обнаружены волноводы со слоем пониженной скорости на глубине около 60 км и на глубинах от 160 до 200 км. Были получены записи микросейсм от удаленных источников и построены спектры характерной формы.

12. Во время экспедиции в Мотовском заливе Баренцева моря (май 1992 года) были получены устойчивые записи микросейсм от удаленных источников, а также, в средней части Мотовского залива было зарегистрировано (20 - 21 мая) достаточно редкое для сейсмометрии явление - сейшевые колебания поверхности воды. Спектральный анализ записей показал, что в спектре горизонтальной составляющей преобладают нечетные гармоники (0,003 и 0,005 Гц), а в спектре вертикальной - четные (0,002, 0,004, 0,006 и 0,008 Гц). Проведенные оценки дали максимальную высоту сейшевых волн около 0,6 метра.

13. Ряд сейсмологических наблюдений был выполнен в северо-восточной части Черного моря в ходе экспедиционных работ в августе - сентябре 1999 г. и сентябре 2001 г. Этот район характеризуется высокой сейсмичностью, обусловленной надвиганием Большого Кавказа на подцвигаемую морскую субплиту. В то же время здесь наблюдается интенсивное промышленное развитие: строительство газопровода Россия - Турция, нефтеналивного терминала в районе порта Новороссийск и других морских объектов. В результате проведенных исследований было зарегистрировано в общей сложности свыше 1200 сейсмических событий. Из них подавляющее большинство (90%) это местные микроземлетрясения и толчки с магнитудой меньше 1-2, которые не фиксируются близлежащими береговыми сейсмостанциями. Зарегистрировано также значительное количество местных и региональных землетрясений с магнитудой 2-3, приуроченных к тектоническим разломам кавказского побережья и морского дна. В августе 1999 года вблизи Черноморского побережья Турции произошел ряд разрушительных землетрясений. Донными сейсмостанциями, которые были установлены через сутки после первого сейсмического удара, был зарегистрирован ряд афтершоков этих землетрясений. Кроме того, был записан ряд продолжительных сейсмических сигналов (около 80-250 с), которые можно связать с сотрясениями от местных подводных лавин и оползней.

14. В ряде экспериментов были установлены зависимости частоты и интенсивности максимума спектров микросейсм от развития местного шторма и устойчивость формы равновесных спектров микросейсм, распространяющихся от удаленных источников. В результате этих исследований получены данные, позволяющие судить о природе микросейсм, установлены участки спектра с устойчивым пониженным уровнем шумов ("окна"), в которых целесообразно производить измерения удаленных и слабых землетрясений.

15. Результаты регистрации и исследования сейсмических сигналов в широкой полосе частот непосредственно на морском дне позволили сделать ряд выводов о способах возбуждения и распространения сигналов микросейсм и морских землетрясений по океаническим волноводам. Спектры давления микросейсм, измеренные в толще воды, существенно отличаются от спектров смещения (ускорения), измеренных сейсмографами на дне и от спектров, измеренных сейсмографами на континенте. Микросейсмы могут возбуждаться во всем частотном диапазоне их измерения одновременно рядом источников, расположенных на поверхности и в толще океана, в атмосфере, в земной коре и мантии. Поверхность океана непрерывно генерируют микросейсмы. Форма спектров микросейсм зависит в основном от способов их распространения, а не от способов генерации. Большие области океанов представляют собой плоские волноводы типа вода - дно со средней глубиной около 4 км.

16. Рассмотрена модель волновода, состоящая из слоя воды и упругого полупространства. Для анализа модели использованы результаты теории распространения упругих колебаний в слоистых средах. Показано, что крутые склоны "окон" в спектрах давления микросейсм определяются резонансными явлениями в океанских волноводах. На частотах около 0,1 Гц - волноводом типа вода - дно, на частотах около 0,01 Гц волноводом типа вода - вода и внутренними волнами.

17. В составе микросейсм, распространяющихся по дну, преобладают поверхностные волны Релея, Лява, Стоунли, как наименее затухающие с расстоянием. На частотах ниже 0,1 Гц преобладают волны Релея, на частотах от 0,1 Гц до 1 Гц -волны, распространяющиеся в океанском волноводе типа вода - дно, на частотах выше 1 Гц - волны Стоунли. Волны Лява возбуждаются за счет сейсмической эмиссии в коре и мантии или за счет модификации волн Релея на неоднородностях Земной коры. Задержки во времени или отсутствие роста интенсивности микросейсм в ряде случаев при развитии сильных штормов можно объяснить сдвигом максимума спектра морских волн по сравнению с полосой пропускания океанского волновода и особенностями прохождения через континентальный склон. Затухание микросейсмических колебаний при их распространении происходит по тем же законам, что и для обычных поверхностных сейсмических волн.

18. Полученные результаты экспериментальных исследований и теоретический анализ условий возбуждения и распространения сейсмических сигналов в океанических волноводах позволили дать новые объяснения целому ряду явлений, связанных с регистрацией микросейсм и не находивших объяснения ранее. В частности, устойчивость формы спектров микросейсм, возбуждаемых удаленными источниками, причины возникновения донных микросейсмических "штормов", волновой состав микросейсм и их возбуждение на различных частотах, условия затухания микросейсм при распространения на большие расстояния, отличия формы спектра микросейсм при регистрации их в воде, на дне и на суше

19. Рассмотрены основные направления разработки и использования донных обсерваторий, методы и средства измерения гидрофизических и гидрохимических параметров придонного слоя воды, особенности разработки донных обсерваторий для регистрации и исследования краткосрочных предвестников сильных морских землетрясений. Рассмотрены результаты разработки и особенности конструкции опытной донной обсерватории ИО РАН для регистрации возможных краткосрочных предвестников землетрясений.

20. Проведен анализ геодинамического состояния Юго-восточной части Камчатского полуострова, отличающейся высокой сейсмической активностью. Рассмотрены возможные краткосрочные предвестники сильных землетрясений в этом регионе. Описаны результаты испытаний и опытной эксплуатации донной обсерватории ИО РАН в Авачинской бухте Камчатки.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора технических наук, Левченко, Дмитрий Герасимович, Москва

1. Абрамов O.K., Графов Б.М. Электрохимические приемчики механических колебаний и возможность их использования в сейсмометрии // Сейсмич. приборы. В. 11. М.: Наука. 1978. С. 203 -208.

2. Аки К, Ричарде П. Количественная сейсмология, т.1, 2. М.: Мир. 1983. 815 с.

3. Акустика океана. Ред. Бреховских Л.М. М.: Наука, 1974. 690 с.

4. Акустика океана. Современное состояние. Ред. Бреховских Л.М. М.: Наука, 1982. 240 с.

5. Акустика морских осадков. Ред. Л. Хэмптон. М.: Мир. 1977, 520 с.

6. Алексеев С.Г., Левченко Д.Г. Вычисление спектральных и корреляционных функций широкополосных случайных сигналов // Совр. пробл. метрологии. М.: ВНИИОФИ. 1975. С.49-53.

7. Алексеев С.Г., Гельман М.М., Котюк А.Ф., Левченко Д.Г. Цифровая установка измерения вероятностно-статистических характеристик инфранизкочастотных процессов//Измерительная техника. 1978, №3. С. 26-30.

8. Андиева Т.А., Супруненко О. И. Разломная тектоника Камчатки и сопредельных акваторий// Труды ВНИГРИ, вып.367. Л. 1975. С. 100-114.

9. Атлас океанов. М.: 1992. 200 с.

10. Багимов А.И., Левченко Д.Г., Марыкивский О.Е. Двухканапьный широкодиапазонный анализатор спектра// Приборы и техника эксперимента. 1978. №6. С.64-66.

11. Бендат Дж., Пирсол А. Измерение и анализ случайных процессов. М.: Мир. 1971, 408 с.

12. БоксДж., Дженкинс Г. Анализ временных рядов. М.: Мир, 1974. Вып. 1 и 2, 370 с.

13. Болдырев С.А. Донные сейсмологические наблюдения на Анголо Бразильском геотраверсе (Южная Атлантика)// Вулк. и сейсмол. 1993. №6. С. 58 - 71.

14. Болдырев С.А., Кадыков И.Ф. Сейсмометрические наблюдения в Индийском океане с помощью автономных донных станций// Сейсмол. иселед. Мирового океана. М.: Наука, 1983. С. 65-81.

15. Болдырев С.А., Спирин A.M. Изучение южнокурильских землетрясений с помощью автономных донных сейсмических станций// Вулканол. и сейсмол. 1980. №5. С. 48-60.

16. Бондарчук В.Г. Основы геоморфологии. М.: Учпедгиз. 1949, 319 с.

17. Бреховских Л.М. Волны в слоистых средах. М.: Изд. АН СССР, 1957. 500 с.

18. Викулин А.В. Физика волнового сейсмического процесса// Природа. 1992, № 12.

19. Викулин А.В., Дроздюк В.Н., Семенец Н.В., Широков В.А. К землетрясению без риска. Петропавловск-Камчатский. Изд. СЭТ0.1997. 120 с.

20. Винер Н., Пэли Р. Преобразования Фурье в комплексной области. М.: Наука. 1964. 306 с.

21. Винник Л.П. Структура 4-6 секундных микросейсм // ДАН СССР. 1965. Т. 162, №5. С. 1041 - 1044.

22. Воловов В. И. Отражение звука от дна в океане. М.: Наука, 1997. 300 с.

23. Воробьев В.М., Таракановский А.А. Разломы восточной Камчатки и дна прилегающей части Тихого океана//ДАН СССР. Т.245. № 5. 1979. С. 123-131.

24. Воробьев И.П., Дербиков И.П., Ефремов В.П., Левченко Д.Г., Шеии Б.Н. Донная сейсмостанция. А.С. от 12.07.1985 г. №1351409.

25. Воробьев И.И., Левченко Д.Г., Шеин Б.Н. Способ измерения геофизических величин и устройство для его осуществления. А.С. СССР от 30.07.1987 г. №1586404.

26. Воронина Е.В., Левченко Д.Г., Соловьев С.Л., Сонькин А. В. Особенности регистрации сильного Гималайского землетрясения на дне центральной части Атлантического океана и дисперсия длиннопериодных волн Лява // Физика Земли. 1995, N2. С. 3-17.

27. Гаврилов В.А., Левченко Д.Г., Утяков Л.Л., Шехватов Б.В. Гидрохимическая донная станция для регистрации краткосрочных предвестников морских землетрясений // Океанология. 2000. Т.40, № 3. С. 456 467.

28. Галенин Б.Г., Дугипов Б.А., Кривицкий С.В., Крылов Ю.М., Подмогильный И.А., Поляков Ю.П., Попков Р.А., Стрекалов С.С. Ветер, волны и морские порты. Л.: Гидрометиздат, 1986. 260 с.

29. Геохимические методы прогноза землетрясений // Сб. под ред. акад. Барецкого В.Л. М.: Наука, 1992.211 с.

30. Гидросейсмологические предвестники Узбекистана. Ташкент: ФАН, 1983. 135 с.

31. Голицын Б.Б. Новая организация сейсмической службы в России. М.: Изд. АН СССР, 1960. Т.2. С. 425 426.

32. Грибанов Ю.И., Мальков В.Л. Выборочные оценки спектральных характеристик стационарных случайных процессов. М.: Энергия. 1978. 148 с.

33. Гутенберг Б. Физика земных недр. М.: ИЛ. 1963,262 с.

34. Дозоров Т.А., Соловьев С.Л. О регистрации донных сейсмических шумов в диапазоне 0,01-10 Гц // Физ. Земли. Сер. геоф. 1990. № 8. С. 10 -19.

35. Дозоров Т.А., Соловьев С.Л. О связи низкочастотного шума в океане с сейсмическими колебаниями дна// Океанология. 1991. Т.31. № 3. С. 514 519.

36. Долбшкина Н.А., Корчагина О.А. Особенности образования и распространения микросейсм в Баренцевом и Охотском морях// Изв. АН СССР, сер. геоф. 1964, №6. С. 847-857.

37. Долбшкина НА., Лазаренко Т. А., Мамичев В. И. Об источнике длиннопериодных микросейсм// Физ. Земли. 1967. С. 51 54.

38. Ермаков И.Н. Частотные спектры шумового поля в плоскостном волноводе// Акуст. жур., 1986, Т. 32, в. 2. С. 264 267.

39. Жданов М.А. О низкочастотных микросейсмах и возможных причинах их формирования// Морская сейсмология и сейсмометрия. М.: ИО АН СССР. 1989. С. 8 49.

40. Жданов М.А., Левченко Д.Г., Соловьев С.Л. Об измерении донных сейсмических шумов в диапазоне 0,01-10 Гц (Северо-Эгейский трог) // Океанология, 1993, N 2. С.299-303.

41. Желтухин А.С. Опытно-методические режимные наблюдения по проблеме краткосрочного прогноза землетрясений в морских сейсмогенных зонах // Тр. конф. «Опыт комплексного изучения геофизических полей для целей сейсмопрогноза». М.: ВСЕГИНГЕО, 1998. С. 115-123.

42. Загорский Я. Т., Левченко Д.Г., Носов В.М. Измерительные усилители на транзисторах. М.: Энергия, 1971.217 с.

43. Зверев С.М., Фурсов А.П., Халилулов Ш.Ш. Аппаратура для сейсмологических исследований на дне моря// Сейсмол. исслед. Мир. океана. М.: МГК, 1984. С. 34 -50.

44. Зобин В.М. Механизм очагов землетрясений и сейсмотектоническое деформирование Камчатско Командорского региона в 1964 - 1982 гг. // Вулканология и сейсмология. 1987. № 6. С. 78-92.

45. Зубко Ю.Н, Левченко Д.Г., Леденев В.В., Парамонов А.А. Современные донные станции для сейсморазведки и сейсмологического мониторинга II Научное приборостроение. 2003. Т. 13, № 4. С. 70-82.

46. Ильин А.В., Богоров Г.В. К методике количественной оценки расчлененности рельефа дна// Океанология, 1971. Т. XI, в. 2. С. 326 333.

47. Ильницкая Е.И., Тедер Р.И, Ватолин Е.С., Кунтыш М.Ф. Свойства горных пород и методы их определения. М.: Недра, 1969, 390 с.

48. Исакович М.А. Общая акустика. М.: Наука, 1973,495 с.

49. Кадыков И.Ф. Акустика подводных землетрясений. М.: Наука, 1986. 125 с.

50. Кадыков И.Ф. Подводный низкочастотный акустический шум океана. М.: Эдиториал УРСС, 1999. 151 с.

51. Казьмин В.Г., Лобковский Л.И., Пустовитенко Б.Г. Современная кинематика микроплит в Черноморско-Южно-Каспийском регионе// Океанология. 2004. Т.44, №4. С.600-610.

52. Карякин Н.И, Быстрое КН., Киреев П.С. Краткий справочник по физике. М.: Высшая школа, 1962. 560 с.

53. Кацнельсон Б.Г., Петкин В. Г. Акустика мелкого моря. М.: Наука, 1997. 190 с.

54. Ковачев С. А., Левченко Д.Г., Соловьев С.Л. Характер регистрации землетрясений на дне океана в зависимости от частотной полосы сейсмического канала// Вулканол. и сейсмол. 1991. №4. С. 86-89.

55. Кондорская Н. В., Аранович З.И. Методические основы оптимизации системы сейсмических наблюдений// Физика Земли, 1971, № 7. С. 14-30.

56. Контарь Е.А., Левченко Д.Г., Соловьев С.Л. Влияние придонных течений в сочетании с рельефом дна на шумовые условия в точке наблюдений// Вулканол. и сейсмол. 1991, N4, с.97- 103.

57. Контарь Е.А., Левченко Д.Г., Соловьев С.Л. Придонные течения в сейсмически активном районе Атлантического океана// Докл. АН СССР, 1990, т.ЗЮ, N5, с.1231-1235.

58. Котюк А.Ф., Кнюпфер А.П., Левченко Д.Г. Измерение характеристик быстропротекающих процессов. М.: Машиностроение, 1979. 68 с.

59. Криволапое Г.И., Левченко Д.Г., Шеин Б.Н., Чернецкий Г.А. Способ временной привязки информационной системы и устройство для его осуществления: А.С. СССР от 25.12.1987г. № 1586404.

60. Криволапое Г.И, Левченко Д.Г., Шеин Б.Н., Чернецкий Г.А. Способ сейсмических исследований дна водного бассейна и устройство для его осуществление. А.С. СССР от 25.12. 1987 г. № 1605810.

61. Кузин И.П Фокальная зона и строение верхней мантии в районе Восточной Камчатки. М.: Наука. 1974. 132 с.

62. Кузин И.П., Левина В.И., Левченко Д.Г., Соловьева О.Н., Фленов А.Б. О скоростях волн Р и S в зоне Беньофа Южной Камчатки// Физика Земли. 2004,№ 2. С. 3 14.

63. Кузин И.П., Федотов С.А. и др. О сейсмичности и глубинном строении Камчатки и Командорских островов по детальным сейсмологическим исследования в 1961 -1964 гг. Строение и развитие земной коры на Советском Дальнем Востоке. М.: Наука. 1969. С. 97-110.

64. Ландау Л.Д., Лифшиц Е.М. Теоретическая физика. Гидродинамика. М.: Наука, 1988.720 с.

65. Ландау Л.Д., Лифшиц Е.М. Теоретическая физика. Теория упругости. М.: Наука, 1987, 245 с.

66. Левченко Д.Г. Особенности конструирования широкополосных донных сейсмографов// Океанология. 2001. Т.41. № 4. С. 613 626.

67. Левченко Д.Г. Результаты регистрации широкополосных (0,003 10 Гц) сейсмических сигналов на морском дне // Океанология. 2002. Т.42. № 4. С. 620 - 631.

68. Левченко Д.Г., Багимов А.И., Марыкивский О.Е. Двухканальный широкодиапазонный анализатор спектра// Приборы и техника эксперимента, 1978, № 6. С.64-66.

69. Левченко Д.Г., Мациевский С.А. Широкополосные цифровые донные сейсмостанции// Сейсмические приборы. 2000. № 33. С. 52 68.

70. Левченко Д.Г., Мухин В.Л., Шеин Б.Н. Способ хронирования информации автономной донной станции и устройство для его осуществления. А.С. СССР от 30.07.1987 г. № 1512344.

71. Левченко Д.Г., Розман Б.Я., Утяков Л.Л., Шахраманян М.А. Выносные донные станции для геофизического мониторинга и оперативного оповещения о землетрясениях и цунами// Сб. трудов МГИ. Севастополь: 1992. С. 57-61.

72. Левшин А.Л., Горяинов Н.Н. Распространение продольных сейсмических волн в песчапых породах// Изв. вузов. 1962. № 4. С. 5 12.

73. Линьков Е.М. Сейсмические явления. Л.: Изд. ЛГУ, 1987. 247 с.

74. Лисицин А.П. Лавинная седиментация и перерывы в осадконакоплении в морях и океанах. М.: Наука, 1988. 300 с.

75. Лисицын А.П. Осадкообразование в океанах. М.: Наука, 1974. 438 с.

76. Лобковский Л. И. Геодинамика зон спрединга, субдукции и двухъярусная тектоника плит. М.: Наука, 1988,250 с.

77. Лобковский Л.И., Никишин A.M., Хаин В.Е. Современные проблемы геотектоники и геодинамики. Ь.: Научный мир, 2004. 600 с.

78. Малюжинец Г Д. Возбуждение, отражение и излучение поверхностных волн на клине с заданными импеданцами граней // Докл. АН СССР, 1958. Т. 121, № 3. С. 436 -439.

79. Мкртчян О.Р., Мхитарян С.А., Ахсахалян Г.А., Мхитарян С.Х., Левченко Д.Г. Вопросы оптимизации микропроцессорной автономной донпой сейсмической станции с твердотельным накопителем// Морская сейсмология и сейсмометрия. М.: ИО АН СССР, 1989, с.55-62.

80. Моги К. Предсказание землетрясений. М.: Мир, 1988. 382 с.

81. Монахов Ф.И. Низкочастотный сейсмический шум Земли. М.: Наука, 1977. 95 с.

82. Мошиц Г., Хорн П. Проектирование активных фильтров. М.: Мир, 1964. 306 с.

83. Непрочное ЮЛ. Морские геофизические исследования в Академии Наук// Океанология. 1999. Т.39. № 5. С. 702-711.

84. Непрочное Ю. П., Седов В.В., Островский А. А. Сейсмические шумы на дне океана// Докл. АН СССР. 1982. Т. 263, №5. С. 1098- 1101.

85. Непрочное Ю.П., Седов В.В. Островский А.А. Экспериментальные исследования донного сейсмического шума в океане // Океанология. 1983. Т. 23, вып. 2. С. 276 -283.

86. Океанология. Физика океана. Т.2. Гидродинамика океана. Ред. Каменкович В.М., Монин А.С. М.: Наука, 1978. 455 с.

87. Островский А.А. Донные сейсмоэксперименты. М.: Наука, 1998. 255 с.

88. Рабинович А.Б. Длинные гравитационные волны в океане: захват, резонанс, излучение. С-Пб.: Гидрометеоиздат, 1993. 325 с.

89. Рыков А. В. Моделирование сейсмометра // М.: ОИФЗ РАН. 1995. 87 с.

90. Рыкунов Л.Н. Микросейсмы. Экспериментальная характеристика естественных микроколебаний грунта в диапазоне периодов 0,07-8 секунд. М.: Наука, 1967. 200с.

91. Рыкунов Л.Н., Седов В.В. Сейсмологические исследования рифтовой зоны Аравийско -Индийского хребта// Иссл. по пробл. рифт зон Мир. океана. М.: Наука, 1972. В.2. С. 120- 126.

92. Саваренский Е.Ф. Сейсмические волны. М.: Недра, 1972. 290 с.

93. Саваренский Е.Ф., Кирпос Д.П, Элементы сейсмологии и сейсмометрии. М.: ГИТТЛ, 1955. 543 с.

94. Садовский М.А., Монахов Ф.И., Селенов А.Н. Гидрогеодинамические предвестники Южно-Курильских землетрясений // Докл. АН СССР. 1977. Т. 236. № 1. С. 50 -53.

95. Селиверстов Н.И. Сейсмоакустические исследования переходных зон. М.: Наука. 1987. 112с.

96. Соловьев С.Л. История и перспективы развития морской сейсмологии. М.: Наука. 1985. 152 с.

97. Соловьев C.JI. Сейсмологические донные наблюдения в СССР и за рубежом. М.: Наука, 1986. 118 с.

98. Соловьев С.Л., Ковачев С.А., Кузин И.П. Микросейсмичность Эгейского и Тирренского морей по наблюдениям донных сейсмографов. М.: Наука, 1992, 158 с.

99. Справочник геофизика М.: Недра, 1966. Т.4, 750 с.

100. Справочник физических констант горных пород. Под ред. С. Кларка мл. М.: Мир, 1969, 540 с.

101. Табулевич В.Н. Штормовые микросейсмические колебания и комплекс явлений, возникающих одновременно с ними в атмосфере. Новосибирск.: Наука. 1986. 151 с.

102. Ташкентское землетрясение 26 апреля 1966 г. Ташкент.: ФАН, 1971. 672 с.

103. Ткаченко Г.Г., Капочкин Б.Б. Способ прогноза фаз тектонической активности. Патент РФ, № 1837139, 1993.

104. Толстой И., Клей К. С. Акустика океана. М.: Мир, 1969, 300 с.

105. Удинцев Г.Б., Непрочное Ю.П. 20-й рейс НИС «Академик Курчатов»// Океанология. 1975. Т. 15, №5. С.931-932.

106. Федотов А. С. О сейсмическом цикле, возможности численного сейсмического районирования и долговременном сейсмическом прогнозе // Сейсмические регионы в СССР. М.: Наука, 1968. С. 121 150.

107. Федотов С.А., Шумилина Л.С., Чернышева Г.В. Сейсмичность Камчатки и Командорских островов по данным детальных исследований // Вулканол. и сейсмол. 1987. №6. С. 29-60.

108. Фролов А. Ф., Коротких КВ. Инженерная геология. М.: Недра, 1983, 300 с.

109. Фукс В.Р. Введение в теорию волновых движений в океане. Л.: ИЛУ, 1982.200 с.

110. Хитаров Н.И., Войтов Г.И., Лебедев B.C. О геохимических предвестниках землетрясений на прогнозных полигонах. М.: Наука, 1974. 165 с.

111. Хургин Я.И., Яковлев В.П. Финитные функции в физике и технике. М.: Наука. 1971. 400 с.

112. Юшин В.И. Минимизация емкости памяти цифрового коррелятора // Статисти-ческая обработка случайных сигналов. Новосибирск: Наука, 1971. С.21-29.

113. Adair R.G., Orcutt J.A., Jordan Т.Н. Low-frequency noise observations in the deep ocean. JASA. 1986. 80(2). P.633-645.

114. Agnew D. S. Vertical seismic noise at very low frequencies // J. Geoth. Res. 1978. V. 83 (B), N 11. P. 5420-5424.

115. Araki E., Suyehiro K. Long period seismic noise in deep ocean boreholes // Proc. ОНР/ ION Joint Symp. Japan, 2001. P. 112 114.

116. Badal /., Seron F.I. Love waves normally incident at the Atlantic continental margin off the Iberian Peninsula// Annales Geophys. 1987. V.5 (B). P. 273-280.

117. Beranzoli L., Etiope G., Favali P., Frugoni F., Smeiglio G. GEOSTAR observatory for geophysical and environmental monitoring// Intern. Workshop Scient. Use Submar. Cables. Japan, Okinawa. 1997. P. 126-130.

118. Biot M.A. The interaction of Rayleigh and Stoneley waves in the ocean bottom// Bull. Seism. Soc. Am. 1950. P. 80-93.

119. Bradner H, de Jerphanion L.G., Langlois R. Ocean microseism measurements with a neutral buoyancy free-floating midwater seismometer// Bull. Seism. Soc. Am., 1970, V.60, №4. P. 1139- 1150.

120. Bruno J.N., Oliver J. The seismic noise of the Earth's surface // Bull. Seism. Soc. Am., 1959. V.49, N 4. P. 349-353.

121. Chapman N.R., Chapman D.M.F. A coherent ray model of plane wave reflection from a thin sediment layer//JASA. 1993, V.94, № 5. p. 2731 -2738.

122. Craig H., Upton J.E., Ching Y. Horowitz R.M. Investigation of radon and helium as possible fluide-phase precursors of earthquake // Summ. Techn. Rep. 1978. V.5. P 345 348.

123. Davies D. Dispersed Stoneley waves on the ocean bottom// Bull. Seism. Soc. Am. V.55. P.903.

124. Delaney J.R. NEPTUNE: an interactive submarine observatory at the scale of a tectonic plate// Long Term Observations in the Oceans. OHP/ION Joint Symposium. Japan, 2001. P. 309.

125. Dozorov T.A. and Soloviev S.L. Spectra of ocean-bottom seismic noise in the 0.01-10 Hz range//Geophys. J. 1991. Int. 106 N1. P.l 13-121.

126. Duenneber F.K., Blackinton G., Sutton G.N. Current generated noise recorded on ocean bottom seismometers//Mar. Geophys. Res. 1981. V.5.N l.P.109-115.

127. Duenneber F.K., McCreery Ch. S., Harris Д, Cessaro R. K., Fisher C., Anderson P. OSS IV: Nose levels, signal to noise ratios, and noise sources// Report, 1985, Part 7. P. 89 -103.

128. Duenneber F.K., Blackinton G., Sutton G. H. Current generated noise recorded on ocean bottom seismometers//Mar. Geoph. Res. 1981, V. 5. P. 109 - 115.

129. Duschenes J. D., Bar ash Т. IV., Mattaboni P. J., Solomon S. C. On the use of an externally deployed geophone package on an ocean bottom seismometer// Mar. Geph. Res. 1981. V. 4. P. 437-450.

130. Dziewonski A. Long term observatories in the oceans: synergies in science and technological solutions// Long Term Observations in the Oceans. OHP/ION Joint Symposium. Japan, 2001. P. 245-246.

131. Eguchi Т., Fujinawa Y., Fujia E., Iwasaki S. An observation network of ocean-bottom-seismometers deployed at the Sagami Trough subductin zone// Intern. Workshop Scient. Use Submar. Cables. Japan, Okinawa. 1997. P. 178 -181.

132. Favali P. SN-1: the first node of the Italian seafloor observatory network background and perspective // 3-rd Workshop Scient. Use Subm. Cables Rel. Techn., Japan, Tokyo, 2003. P.19-24.

133. Fix J. E. Ambient Earth motion in the period range from 0,1 to 2560 sec. // Bull. Seism. Soc. Am., 1972. V. 62. P. 1753-1760.

134. Frohlich CI, Loaut R., Nakamura Y. Earthquake activity in the Southern Vanuatu Arc recorded by Texas digital OBS// Mar. Geoph. Res. 1990, № 12. P. 253 267.

135. Godin O.A., Chapman D.M.F. Shear speed gradients and ocean seismo - acoustic noise resonances//JASA, 1999,106, №5. P. 2367-2382.

136. Gutenberg B. Microseisms // Advanc. in Geoph. 1958, № 5. P. 53 92.

137. Hasselmann К.A. A statistical analysis of the generation of microseisms // Rev.Geoph., 1963. V.l, N.2. P. 177-210.

138. Haubrich R. A. Earth noise, 5 to 500 millicycles per second // J. Geoph. Res. 1965. V. 70, N 6. P.1415 1427.

139. Holcomb L. G. The lower limits of the seismic backgraund noise levels // AIAA Guid. Contr.

140. Jacobson R. S., Dorman L. M., Purdy G.M., Shultz A., Solomon S. C. Ocean bottomseismometer facilities available//EOS. 1991. № 12. P. 506, 515. Jeffreys H. The reflection and reposition of elastic waves // Mon. Not. R. Astr. Soc. Geoph.

141. Suppl., 1926. V.l. P. 321 -334. Jensen H. Statistical studies on IGY microseisms from Kobenhavn and Nord. Kobenhavn, Danmark. 1961.150 р.

142. Mech. 1989. V. 207. P. 505 529. Longuet - Higgins M.S. A theory of origin of microseisms// Philos. Trans. Roy. Soc. London, 1950. V.257. P.l -35.1.nguet Higgins M.S. Can sea waves cause microseisms? // Proc. Sympos. on Microscisms.

143. Mem. 1948. V. 27. P. 1-117. Press F. , Ewing M. A theory of microseisms with geologic applications // Trans. Am.

144. Geoph. Un.,1948. V. 29, N 3. P. 163-174. Prothero W.A. Ocean bottom seismometer technology// EOS, Trans. Amer. Geoph. Un. 1984.

145. Geophysical Exploration. 1979. V. 32. №5ю P. 15-26. Saito M., Takeuchi H. Surface waves across the Pacific. Bull. Seism. Soc. Am. 1966. V. 56(5). P. 1067-1092.

146. Shinohara M., Araki E. Installation of borehole geophysical observatories in the Western Pacific by Ocean Hemisphere Project // Proc. ОНР/ ION Joint Symp. Japan, 2001. P. 16-20.

147. Solomon S.C., Mallaboni P.J., Hester R.L. Microseismicity near the Indian Ocean triplejunction// Geoph. Res. Lett. 1977. V. 4. № 12. P. 597 600. Stephen R. A., Kasahara J., Action G. D. Ocean crustal drilling at the Havaii-2 Observatory//

148. Geophys. Res. 1987.V.9. P. 47 65. Sutton G.H., Levis B. T.R., Ewing J., Duenebier F.K., Iwatake В., Tuthill D. An owerview and general results of the Lopez Island OBS Experiment// Mar. Geophys. Res. 1981b.V.5. N l.P.3-34.

149. Sutton G.H., OdegardM.E., Huussong D.M. Telemetring ocean bottom seismograph// Earthq.

150. Seism. Soc. Am. 1985a. V. 75, № 4. P. 1195 1204. Trehu A. Coupling of ocean bottom seismometers to sediment: results of tests with U.S. Geological Survey ocean bottom seismometer// Bull. Seism. Soc. Am. 1985b. V. 75, № l.P. 271 - 289.

151. Trehu A., Solomon S. Coupling parameters of the MIT OBS at Two nearshore sites// Mar.

152. Planet. Interiors. 1979. V.18. P.38-50. Wakita H. Earthquake and geochemical studies in China// Chin. Geoph. 1978. V.l. № 2. P. 443 -457.

153. Webb S.C. The equilibrium oceanic microseism spectrum// JASA. 1992. V.92 N.4. Pt.l. P.2141 -2157.

154. Webb S.C., Cox C.S. Observations and modeling of seafloor microseisms // J. Geophys. Res.1986.V.91. N.B7. P.7343 7358. Weston D. E. Wave shifts, beam shifts, and their role in modal and adiabatic propagationII

155. J AS A. 1994. V. 96, № 1. P. 406 416. Whipple F. J. W., Lee A.W. Notes on the theory of microseisms // Mon. Not. R. Astr. Soc.

156. Geoph. Suppl., 1935. V. 3. P. 287-297. Wielandt E., Steim I.M. A digital very-broad band seismograph // Annales Geophysical. 1986. V.4. P. 227-232.

157. Zelikovitz S.J., Prothero W.A. The vertical response of an ocean bottom seismometer: Analysis of the Lopez Island vertical transient tests// Mar. Geoph. Res. 1981. V. 5, №1. P. 53 -68.