Содержание к диссертации
Введение
Глава I. Геолого-геофизическая изученность региона исследований. Современные геодинамические наблюдения 12
1.1. Эволюция Канарского архипелага 12
1.2. Строение региона Канарского архипелага 19
1.3. Геология и эволюция о. Ланцароте 22
1.4. Геофизические исследования на о. Ланцароте 25
1.5. Выводы 30
Глава II. Экспериментальное исследование влияния горизонтальных геологических неоднородностеи на распределение параметров микросейсм на о.Ланцароте 31
II.1. Микросейсмические наблюдения на о.Ланцароте 31
II.2. Изучение характеристик сигнала 39
II.3. Результаты наблюдений 48
II.4. Сопоставление с гравиметрической съемкой 53
П.5. Рассмотрение задачи прохождения волны Рэлея через вертикальный контакт двух сред для моделирования. 56
II.5.1. Моделирование. 64
II.6. Выводы... з
Глава III. Наблюдение фоновых колебаний в диапазоне 0.2-5 мГц на о.Ланцароте; перспективы их использования 73
III. 1. Опыт изучения фоновых низкочастотных колебаний 73
III.2. Технические характеристики аппаратуры 76
III.З. Приливные характеристики сигнала 79
III.4. Выделение собственных колебаний Земли после сильного землетрясения 23.06.2001 у побережья Перу 83
III.5. Результаты спектрального анализа фоновых колебаний в диапазоне 0.2 - 5 мГц 88
Результаты поляризационного анализа фоновых колебаний в диапазоне 0.2-5 мГц 95
III.6.1. Поляризация синтетического приливного ряда... 95
III.6.2. Поляризация наблюденных приливных волн 96
III.6.3. Исследование поляризации колебаний в диапазоне 0.2 -5 мГц 101
III.7. Изучение возможной связи регистрируемых спектров в диапазоне 0.2-5 мГц с другими полями 105
III.8. Обсуждение 110
III.9. Выводы 112
Заключение... 113
Список литературы
- Строение региона Канарского архипелага
- Изучение характеристик сигнала
- Технические характеристики аппаратуры
- Исследование поляризации колебаний в диапазоне 0.2 -5 мГц
Строение региона Канарского архипелага
В соответствии с Marinoni (1991) о.Ланцароте может быть разделен на три основных морфологических блока (рис. 56). Самая северная часть вытягивается в ССВ-ЮЮЗ направлении и состоит в основном из массива Фамара. Центральная часть острова представляет собой плоскую обрезанную коническую форму (район Мазага). Южный блок включает в себя массив Лос Ахачес. Эти оставшиеся постройки соответствуют протяженному извержению на I стадии (миоцен-плиоцен) с первыми субаэральными лавовыми потоками. Доэрозионные отложения представлены наиболее полно в юго-восточной части острова, в которой разрез начинается с массивных лав трахитов. Выше формировались образования шлаковых и туфовых конусов, лавы базальтов и конгломераты. Еще выше развиты толщи туфов, пирокластики и лав.
Сильные движения Земли разрушили к настоящему моменту центральные структуры и остались только хребты как горстовые блоки, центральный конус осел между ними и был покрыт более молодыми вулканическими извержениями (MacFarlane and Ridley, 1969). Между до-эрозионной и пост-эрозионной стадиями серия Таблеленд постепенно была сильно эродированна и наклонилась приблизительно на 10 градусов в направлении В-Ю-В в предраннеплиоценовое время (Marinoni and Pasquare, 1994). После длительного периода покоя вулканическая активность возобновилась (постэрозионная стадия в течение Четвертичного периода) и длилась почти до настоящего времени; изверженные породы и вулканические постройки покрывают основную часть острова и хорошо сохранились. Постэрозионные комплексы представлены потоками базальтов, которые отлагались на более древних комплексах с угловым несогласием, и пирокластическими образованиями, количество которых увеличивается вверх по разрезу. Формирование комплексов фазы шлаковых конусов происходило в течение шести событий, во время которых были сформированы многочисленные шлаковые и туфовые конусы и соответствующие им лавовые потоки (Мазарович, 2000).
В соответствии с Armenti et al. (1989) современная структура острова определяется постмиоценовыми смещениями, которые делят остров на 5 блоков, вытянутых в СЗ-ЮВ направлении, которые представлены тремя структурными вершинами (Фамара, Мазага и Лос Ахачес) и двумя грабенами. Эти блоки были рассечены ССВ-ЮЮЗ и СВ-ЮЗ разломами. Вектор главного напряжения ориентирован на ВСВ-ЗЮЗ, что согласуется с региональным режимом напряжения. Резкие разломы СВ-ЮЗ были образованы в результате опускания СЗ части острова относительно ЮВ. Между этими двумя блоками выделяется третий узкий и вытянутый грабен, который отмечен как Тиманфайская вулканическая линия (Camacho et al., 2001). Таким образом, структурная эволюция этого вулканического острова является результатом комплексного взаимодействия магматизма, регионального поля напряжений и локального поля напряжений, возникающего во время поднятия острова.
Целью проекта много-параметрических геофизических исследований на Ланцароте является изучение строения и эволюции острова, взаимосвязи между сейсмической и вулканической активностью и геофизическими сигналами, а также работа над выявлением предвестников катастрофических событий (Michel van Ruymbeke et a/.,2001).
Институтом астрономии и геодезии Университета г. Мадрид на территории о.Ланцароте были организованы две подземные геодинамические обсерватории (Vieira et al, 1991). С 1987 года начаты наблюдения в геодинамической обсерватории Куева де Лос Вердес, расположенной на СВ острова (2909 54" с ли., 1326 28" з.д., h = 37 м) (рис.5а). Эта обсерватория была организована в вулканическом туннеле Де Лос Хамеос потухшего вулкана Ла Корона, в верхней его части, называемой Куева Де Лос Вердес (рис.6). Туннель был образован вытекающим лавовым потоком во время последнего извержения вулкана (несколько тысячелетий назад). В месте установки аппаратуры туннель имеет ширину около 15 м и высоту около 5-6 м, расстояние в этом месте до дневной поверхности не менее 20 м. Станция расположена в 5 км от вулкана и в 1,5 км от входа в туннель, ее высота над уровнем моря 37м. Температура воздуха в туннеле 18С, суточные колебания около 0,1 С из-за проникновения наружного воздуха через верхний открытый вход в туннель. Относительная влажность воздуха 80%. Здесь установлены приливный гравиметр Ла Косте & Ромберг, наклономеры Фербаандерта-Мельхиора, двухкомпонентный водотрубный наклономер, кварцевый деформограф, вертикальный маятник Бельгийской Королевской обсерватории, измеритель температуры горных пород и воздуха, измеритель влажности воздуха, барограф. С 1995г в обсерватории работает автоматизированная сейсмонаклономерная станция АСНС производства Геофизприбор РАН, модернизированный вариант широко известной наклономерной станции Островского (НСО). В небольших естественных озерах, расположенных в туннеле недалеко от геодинамической обсерватории, ведутся наблюдения океанических приливов и температуры воды с помощью мореографов и термографов.
Вторая геодинамическая обсерватория была организована в 1993 г. на территории Национального парка Тиманфая в ЮЗ части острова, где было последнее сильное извержение в 1730-1736 гг. (рис.5а). Эта обсерватория расположена около геотермальной аномалии, внутри пещеры, называемой Каса Де Лос Камейерос, на глубине приблизительно 3 м от поверхности (2859 24" с.ш., 1345 00 з.д., h = 381м). Территория Национального парка является закрытым заповедником, где проводятся не только геофизические, геохимические, но также и биологические исследования. Для изучения
Изучение характеристик сигнала
Основные результаты микросейсмических наблюдений сведены в два рисунка - рис. 15 и рис. 16. На рис. 15 представлены результаты первой фазы наблюдения, а на рис.16 - второй фазы. Рис.15 содержит 6 листов, каждый из которых соответствует определенной частоте, указанной в левом верхнем углу листа. Каждый отдельный лист представляет собой поверхность, построенную по экспериментальному распределению амплитуд, которые для приведенных частот выбирались из суммированных спектров (рис.9б). Поверхность строилась методом Кригинга с радиусом поиска 20 км. На всех листах представлен контур острова, а точки измерения спектров изображены 0,7Гц
Экспериментальное распределение амплитуд по территории острова для определенных частот. Треугольниками отмечены пункты микросейсмической съемки 2000г. пустыми треугольниками. Необходимо отметить, что средние амплитуды для различных частот в спектрах различаются. Поэтому изображения поверхностей были нормированы независимо друг от друга, каждую поверхность - на свое значение амплитуды - для достижения наибольшей контрастности изображения. Хорошо видно, что на всех листах выделяется область с пониженным значением амплитуд, расположенная в центральной части острова ближе к восточному побережью. Ближайшим к этой зоне на острове является поселок Сан-Бартоломе.
Размеры этой области и глубина «прогиба поверхности» зависят от частоты. На рисунке приведены поверхности для частот, начиная с 0.7 Гц. Более низкие частоты мы не приводим, поскольку визуально поверхности для них существенно не отличаются от поверхности для частоты 0.7 Гц. Область малых амплитуд сокращается в размерах и концентрируется вокруг определенной точки при изменении частоты от 0.7 до 1.2 Гц. Начиная с частоты приблизительно 1.3 Гц эта область практически не выделяется на остальном фоне.
Эту частотную зависимость можно объяснить, если принять, что микросейсмы представлены волнами поверхностного типа, и предположить наличие некоего геологического включения, по своим механическим характеристикам более жесткого, чем окружающие его породы. Это включение не выходит на поверхность, а скрыто некоторым слоем осадков. Именно в этом слое осадков исчезает амплитудный провал, начиная с частоты 1.3 Гц. Если поверхностная волна Рэлея имеет достаточную длину и, следовательно, достаточно глубокое проникновение в глубину, то область, вовлеченная в колебание, достигает жесткого включения, на котором и происходит рассеяние поверхностной волны. Если же длина волны невелика, то ввиду неглубокого проникновения волна проходит над включением без рассеяния. Факт устойчивого понижения амплитуд микросейсм в определенной области имеет для интерпретации большую значимость, поскольку на практике наблюдается гораздо реже, чем повышение амплитуд. Причин повышения амплитуд в фоновых сейсмических колебаниях можно найти гораздо больше, чем причин понижения (среди прочих наиболее часто наблюдаемые - это влияние культурных источников, ветровые помехи и т.п.).
Для независимой проверки полученного результата в следующем полевом сезоне 2001г. был проведен дополнительный цикл микросейсмической съемки, который представлял собой наблюдения вдоль профиля АА . На рис.76 представлена схема расположения точек измерения по отношению к контурам острова и зоне аномального падения амплитуд микросейсм по данным первого цикла. Результаты измерений представлены на рис. 16а как зависимость амплитуды микросейсм, изображаемой тоном, от частоты, отложенной по вертикальной оси, и координаты вдоль профиля, отложенной по горизонтальной оси. Тот же результат, изображенный как поверхность, представлен на рис.166. При этом датчики не стояли строго вдоль прямой линии, поэтому изображение на рис.16а,б относится к условной линии, показанной на рис.7б пунктиром.
Как видно, рис.16а,б подтверждает результаты, полученные в первом цикле наблюдений. Как и в первом случае, на частотах 0.3-0.8 Гц имеется провал в амплитудах над выделенной зоной. Также найдено, что глубина и размеры этого провала уменьшаются с ростом частоты, и, начиная с частоты приблизительно 1.2 Гц, провал перестает выделяться на остальном фоне. На рис.16а,б дополнительно можно видеть, что при повышении частоты, начиная приблизительно с 1.3 Гц, характер распределения амплитуд вдоль профиля меняется на противоположный, то есть в той зоне, где мы наблюдали провал, при повышении частоты мы видим рост амплитуд. Здесь хотелось бы лишь отметить этот факт. Однако в рамках данной работы это явление не исследуется.
Технические характеристики аппаратуры
Исследования фоновых колебаний Земли в диапазоне СКЗ и на более длинных периодах были начаты еще в начале 70-х годов. С этого времени сейсмические колебания с периодами более 10 мин стали объектом систематического изучения. Среди первых эти работы поставил проф. Е.М.Линьков в Петербургском университете на основе разработанного им сверхдлиннопериодного сейсмического канала. Обзор результатов этих работ приводится в статье (Петрова, 1999).
В спектре регистрируемых длиннопериодных фоновых колебаний Земли исследователями выделяются колебания двух типов: колебания, идентифицируемые с модами СКЗ; колебания, не идентифицируемые с модами СКЗ и, как правило, лежащие в более низкочастотной области (до 0,05 мГц). Высказываются различные точки зрения на природу длиннопериодных фоновых колебаний, механизм их возникновения и их связи с сейсмическими и атмосферными процессами.
Так, например, в работе (Долгих и др., 1983) представлены результаты анализа наблюдений, проводимых лазерным деформометром на острове в заливе Петра Великого. Было показано, что существует постоянный фон сейсмических колебаний в частотной области СКЗ и предложено объяснение этого фона как результат собственных колебаний Земли. Высказано предположение, что этот фон поддерживается слабыми землетрясениями. Аналогичные выводы были сделаны и в работе (Нестеров и др., 1990) по результатам регистрации и анализа данных в Крыму.
Регистрация сверхнизкочастотных колебаний (более 1 часа) была проведена с помощью 52.5- метрового лазерного деформографа на Дальнем Востоке (Давыдов и Долгих, 1995). В работе предположено, что выделяемые сверхдлиннопериодные колебания с периодами 213.3, 166.5, 113.8, 78.8, 73.1, 64.0, 56.9 мин вызываются нагружающим действием собственных колебаний Японского моря. Генерация этих колебаний может осуществляться перемещением области атмосферного давления над морем. Колебание с периодом 84 мин может иметь атмосферное происхождение и носить планетарный характер. Фоновые сверхдлиннопериодные колебания, зарегистрированные в Крыму (Нестеров и др., 1990), объясняются сейшевыми колебаниями бухт побережья. В работе (Петрова, 1999) предполагается, что выделенные из наблюдений на Евразийском континенте фоновые колебания в диапазоне 0,005 - 0,5 мГц отражают динамику колебаний этой континентальной плиты. В работах (Линьков и др., 1990; Петрова и Волков, 1996) отмечены случаи усиления интенсивности сверхдлиннопериодных фоновых колебаний перед сильными землетрясениями. Повышение эффективной чувствительности регистрирующих каналов при измерениях в низкочастотной области и одновременное развитие мировых сетей с мониторингом колебательного процесса в широкой полосе частот привели к появлению большого количества работ, посвященных исследованию длиннопериодных фоновых колебаний.
Группа исследователей (Nawa et al, 1998) изучала многолетние записи сверхпроводящего гравиметра, установленного в Антарктиде на станции Sayowa. Результаты анализа этих данных свидетельствуют о присутствии в спектре фоновых колебаний непрерывно возбуждаемых собственных колебаний Земли. В работе (Suda et ah, 1998) авторы изучали десятилетние записи гравиметров на разных станциях (сеть IDA) и был сделан вывод, что фундаментальные сфероидальные моды в средней части миллигерцового диапазона (2.0 -7.5 мГц) постоянно генерируются даже в сейсмически спокойные периоды с амплитудой, приблизительно равной 0.5 наноГал (0.5x10" м/сек ). Подобные результаты были представлены в других работах (Kobayashi and Nishida, 1998; Kobayashi et al, 2001; Tanimoto et al., 1998; Tanimoto and Um, 1999). Одной из основных гипотез возникновения непрерывных фоновых колебаний принималась гипотеза колебания атмосферного давления. Математическое обоснование атмосферного возбуждения фоновых колебаний Земли было разработано Kobayashi and Nishida (1998).
При сравнении спектров фоновых колебаний в диапазоне собственных колебаний Земли, регистрируемых на разных станциях вертикальными маятниками, было также отмечено, что записи на станции Sayowa Антарктиды обладают отличительными особенностями, а именно наличием устойчивых пиков на частотах выше 3 мГц, которые на других станциях отсутствуют (Imanishi, 1998), однако было решено, что эти пики возникают не вследствие собственных колебаний Земли, а являются результатом локальных геофизических процессов. Для проведения исследований фоновых колебаний в диапазоне собственных колебаний Земли в 1995 г. силами сотрудников ИФЗ РАН в туннеле геодинамической обсерватории Куева Де Лос Вердес на о.Ланцароте была установлена сейсмонаклономерная станция АСНС (рис.6). На начальном этапе установки станции были сформулированы основные задачи исследований: (1) изучение приливных наклонов и деформаций; (2) изучение связи между параметрами регистрирующих сигналов и локальной вулканической и сейсмической активностью; (3) изучение горизонтальных компонент колебаний земной поверхности в диапазоне 0.2 - 5 мГц, имея в виду как собственные колебания Земли, регистрируемые после сильных землетрясений, так и фоновые колебания Земли.
Исследование поляризации колебаний в диапазоне 0.2 -5 мГц
Результаты, полученные в исследованиях, изложенных в главах 1-ІЙ можно сформулировать следующим образом:
К настоящему времени собран огромный материал по результатам исследований Канарского архипелага. Подробные исследования проводились с использованием геологических, геохимических методов. Проводились гравитационные съемки акватории Архипелага и на отдельных островах. Были пройдены отдельные сейсмические профили, пересекающие ряд островов. Получены подробные ботометрические и топографические карты. На ряде островов созданы геодинамические обсерватории, оснащенные гравиметрами и наклономерами, установлены постоянно действующие сейсмологические станции и небольшие локальные сети. К настоящему времени выработан взгляд на происхождение Канарского архипелага как на «горячую точку» особого типа. В отличие от классической «горячей точки», такой как Гавайские вулканы, поднимающийся из мантии плюм имеет меньшую мощность и скорость и, как результат, не прожигает сразу движущуюся сверху литосферу с образованием цепи последовательно формирующихся вулканических построек. Плюм накапливается в верхней мантии в виде протяженных линз, над которыми в литосфере образуются магматические камеры, откуда поднимается магма и образуются эффузивные постройки. С помощью такого механизма может объясняться наблюдаемое нарушение пространственно-временного порядка образования вулканов Канарского архипелага. Существуют также и другие теории происхождения Канарских вулканов, и до сих пор нет единой точки зрения.
Актуальным является поиск дополнительных методов наблюдений и исследований, которые могли бы свидетельствовать в пользу той или иной модели. Методы должны быть эффективными как с точки зрения информативности, так с точки зрения затрат (или осуществимости).
В данной работе предлагается обоснование использования фоновых низкочастотных колебаний (в диапазоне собственных колебаний Земли) в качестве перспективного метода, который, по мнению автора, может быть применен для оценки свойств крупных геологических неоднородностей.
Это предложение формулируется на основе экспериментальных исследований, проведенных в два этапа.
Первый этап был посвящен экспериментальной проверке тезиса о влиянии скрытых геологических неоднородностей на фоновые колебания в высокочастотной области (диапазон микросейсм 0.3-10 Гц). Исследование проводилось на о.Ланцароте. Были использованы удачно сложившиеся обстоятельства, которые заключались в том, что территория острова ограничена размерами приблизительно 40 х 60 км, на острове нет каких-либо значительных индустриальных помех, и, самое главное, остров имеет вулканическое происхождение и, как следствие, яркую особенность в своем строении.
Изучение спектральных и поляризационных характеристик микросейсмического сигнала показало, что для условий острова основной энергетический вклад в микросейсмы определяется поверхностными волнами типа Рэлея. Анализ траекторий колебательных движений в микросейсмах показал, что для условий острова источник микросейсм выглядит как случайно распределенный. Изучение стационарности микросейсмического сигнала и влияния погодных условий позволило сделать вывод, что для диапазона частот ниже 1.5 Гц можно проводить несинхронные измерения и сравнивать между собой точки, разнесенные в пространстве.
По результатам исследования особенностей распределения амплитуд микросейсмического поля на о. Ланцароте можно сделать вывод, что скрытые геологические структуры влияют на его формирование. А именно, присутствующее интрузивное тело, которое ярко выделяется в гравитационном поле, порождает устойчивую частотно-зависимую аномалию в виде понижения амплитуды. Была сделана оценка скорости поперечных сейсмических волн для пород интрузии. Было получено, что для диапазона глубин от 1000 до 2000 м скорости VS2 лежат в диапазоне от 1800 до 2800 м/сек, что не противоречит характерным значениям скоростей поперечных волн в базальтах, которые формировались в течение субаэральной фазы эволюции острова.
Рассматривая этот результат с более общей точки зрения, то есть, имея в виду, что физика явления, а именно формирование поля поверхностных волн, должна сохраняться на любых частотно - пространственных масштабах, можно ожидать аналогичного влияния крупномасштабных неоднородностей на формирование фоновых полей в диапазоне частот, распространяющихся в области СКЗ.
Второй этап исследования состоял в экспериментальной проверке возможного влияния крупномасштабных неоднородностей на формирование фоновых полей. Результаты этапа базируются на наблюдениях в условиях обсерватории фоновых колебаний в диапазоне 0.2-5 мГц с помощью сейсмонаклономерной станции АСНС. Работоспособность аппаратуры и эффективность системы «прибор-станция» были предварительно оценены по результатам регистрации собственных колебаний Земли после землетрясения у побережья Перу 23.06.2001, М=8,4.
В месте наблюдения на о.Ланцароте в горизонтальных компонентах сейсмонаклономерной станции регистрируются фоновые колебания в диапазоне 1.4-2.5 мГц. Исходя из анализа амплитуд и характера самих пиков, можно заключить, что они не являются фоновыми собственными колебаниями Земли. Амплитуды этих фоновых колебаний имеют сезонный ход с максимумом, приходящимся на зимний период.
