Морские исследования и технологии изучения природы Мирового океана
Выпуск 1, 2005

Сахалин и Курильские острова традиционно являются областями высокой сейсмической опасности. Тяжелые последствия катастрофических землетрясений в октябре 1994 г. на Южных Курилах и в мае 1995 г. на севере Сахалина заставляют искать эффективные и надежные методы их прогнозирования.

В настоящее время научной общественностью обсуждаются различные геофизические предвестники сильных землетрясений. Некоторые из предвестников могут быть охарактеризованы следующими событиями.

1. За несколько месяцев до землетрясения образуются сейсмоскоростные аномалии, заключающиеся в том, что отношение скоростей распространения продольных и поперечных сейсмических волн Vр/Vs в очаговой зоне уменьшается, претерпевает минимум и восстанавливается непосредственно перед главным сейсмическим толчком.

2. Количество форшоков (сейсмических толчков, предваряющих главное сейсмическое событие) заметно уменьшается («затишье») за несколько месяцев перед главным сейсмическим событием и восстанавливается перед главным толчком.

3. В последние сутки перед сильным землетрясением количество слабых форшоков возрастает, а периодичность их повторения приобретает характер близкий к регулярному.

4. В период сейсмической активизации пространственное местоположение слабых форшоков может выстраиваться вдоль активизирующихся или вновь образующихся сейсмических разломов.

5. Происходят изменения величины электропроводности в земной коре (что может регистрироваться в виде избыточных электрических потенциалов на пространственно разнесенных электродах), а также сильные аномалии магнитных полей в зонах, близких к развивающимся очагам землетрясений, нередко проявляющиеся в виде электромагнитных бурь на поверхности моря.

6. Может наблюдаться подъем свободной поверхности земли и уровня моря в местах ожидаемого очага землетрясения, свидетельствующий о развитии гравитационных аномалий в преддверии будущих землетрясений.

7. Вблизи очага землетрясения увеличивается концентрация легких газов (в частности радона) в грунтовых водах.

Эти и многие другие предвестники можно найти в обширной литературе по сейсмологии и прогнозам землетрясений. Некоторые из них упоминаются в средневековых наставлениях по безопасности мореплавания.

Названные нами признаки катастрофических землетрясений выбраны по принципу возможности их телеметрической регистрации с вынесенных в море гидрофизических, гидроакустических и сейсмических измерительных приборов, работающих как в эпицентре землетрясения, так и на больших удалениях от него.

В соответствии с разрабатываемой в СКБ САМИ ДВО РАН концепцией построения комплексной системы мониторинга морских акваторий [3, 4], наиболее эффективным инструментом контроля сейсмической обстановки должны стать морские донные глубоководные станции, связанные телеметрическими каналами передачи данных в пространственно-разнесенную сеть и непрерывно доставляющие сейсмогидроакустическую, гидрофизическую и гидрометеорологическую информацию в единый береговой центр оперативного контроля и мониторинга. Таким образом, предвестники сильных землетрясений также могут стать контролируемыми в составе комплексной системы мониторинга, что практически не усложнит и не удорожит ее построение и функционирование.

Длительный по времени контроль и анализ изменчивости электромагнитных полей в глубине моря и на его поверхности является перспективным направлением исследований физических полей в океане. Это хоть и не представляет особых технических сложностей, однако до настоящего времени не введено в практику, несмотря на упоминания о быстрых изменениях магнитного склонения как о предвестниках землетрясений еще в античных морских лоциях.

Сейсмогидроакустический мониторинг больших морских пространств существенно более сложен в реализации, что обусловлено необходимостью доставки в береговой центр огромных объемов телеметрической информации для ее непрерывного анализа и оперативного использования. Но современная микропроцессорная техника вполне позволяет предварительно обрабатывать информацию непосредственно в точке постановки измерительных приборов и своевременно доставлять на берег данные о развитии сейсмических процессов в этой точке; автономно проводить пассивную гидролокацию местоположения очагов землетрясений с помощью предварительно картированных участков морского дна с высокой отражательной способностью для гидроакустических сигналов в широком (сейсмическом) спектре.

Рассмотрим характер гидроакустических записей землетрясений и результаты их анализа немного подробнее.

Современные береговые сейсмографы способны регистрировать только два вида сейсмических волн: распространяющиеся в глубинах земли (продольная Р-волна, ~8–10 км/с и поперечная S-волна, ~5–7 км/с). Считается, что продольная P-волна подходит к сейсморегистрирующему прибору по кратчайшему расстоянию, а S-волна существенно запаздывает и к тому же сильно изменяет свою форму и частотные характеристики при взаимодействии с неровностями на поверхности земли и разломами в земной коре. Еще позже приходят поверхностные волны Релея и Лява (~4–4,5 км/с). На записях землетрясений различаются также много других вступлений, или фаз. Особый вид фазы наблюдается при регистрации сейсмических сигналов в водной среде. Она отвечает гидроакустической волне давления, или Т-волне (третьей волне), распространяющейся со скоростью звука в воде, примерно 1,5 км/с.

Среда распространения глубинных продольных и поверхностных сейсмических волн является сильно неоднородной, ее физико-механические свойства невозможно определить с помощью прямых измерений, а это крайне важно для достоверного картирования маршрутов прохождения сейсмических волн. Все это не позволяет применять строгие математические модели для однозначного и точного определения параметров очага землетрясения даже в случае использования сейсмических записей от широкой сети пространственно разнесенных сейсмографов.

Морские сейсмогидроакустические приборы, создаваемые и активно используемые в научных исследованиях СКБ САМИ ДВО РАН, позволяют уверенно регистрировать как традиционные сейсмические волны, проявляющиеся на морском дне в районе постановки донных станций, так и третью – гидроакустическую компоненту землетрясения – подводную Т-волну. Так как скорость звука в морской воде существенно меньше скорости распространения сейсмических волн в твердой земле, акустическая Т-волна приходит заметно позже, имеет многократно большую интенсивность и не подвержена случайным искажениям на пути распространения, которые могли бы произойти от неизвестных преград или случайных резонирующих препятствий.

Т-волна не всегда зарождается непосредственно на морском дне в зоне действия очага землетрясения, но в ее записи всегда содержится неискаженная информация из района воздействия землетрясения на морское дно, которая может быть использована при анализе сейсмограмм Р- и S-волн по гидроакустическим всплескам, по крайней мере в качестве дополнительной.

Гидроакустические записи землетрясения имеют также высокую самостоятельную ценность, так как позволяют оценить энергетическое воздействие землетрясения на морское дно и водные толщи, что крайне важно для оценки потенциальной опасности цунами.

Но все же наиболее важна акустическая информация для пассивной гидролокации географического местоположения слабых сейсмических толчков, детальный анализ которых позволяет оперативно отслеживать изменение напряженного состояния в земной коре, фиксировать динамическую активность или даже подвижность удаленных сейсмических разломов, что крайне актуально для получения своевременных прогнозов развития катастрофических землетрясений.

В основе такой гидролокации лежит свойство отражения интенсивных гидроакустических излучений от различных участков наклонного морского дна, от мелководных банок, морских островов, крутых шельфовых или континентальных склонов, а иногда и от искусственных подводных препятствий в виде затонувших судов или специально установленных над морским дном «гидроакустических отражателей». Точность определения местоположения очага землетрясения зависит от качества предварительного картирования таких участков морского дна, при котором выявляется характер отражения различных по частоте гидроакустических волн. Предварительное изучение условий распространения и переотражения гидроакустических волн в реальных морских акваториях необходимо для выявления прямых гидроакустических всплесков от участков морского дна над очагом землетрясения и для идентификации пакетов гидроакустических волн, отраженных от удаленных от очага подводных склонов.

Важным преимуществом анализа Т-волн при регистрации землетрясения является возможность получения обоснованных выводов даже с помощью одного донного сейсмогидроакустического регистратора, который воссоздает гидролокационную картину сотрясаемости морского дна в обширных акваториях, с фиксацией динамики всех, даже самых слабых, сейсмических процессов во времени и пространстве.

При регистрации сейсмических сигналов на дне океана наряду с сейсмодатчиками используются гидроакустические приемники – гидрофоны. Акустическое давление, регистрируемое гидрофоном, пропорционально вертикальной составляющей (Z) скорости смещения дна. Для водной толщи можно записать: P = r·C·Z, где r – плотность воды, С – скорость распространения звука в воде.

Гидрофон эффективно принимает Р-фазу сигнала землетрясения в гидроакустическом канале. Из общих физических представлений следует, что при пологом падении сейсмической волны на границу раздела часть энергии поперечной S-волны также должна проникать в воду в виде волн сжатия. Однако на записях сейсмических сигналов, полученных с помощью гидрофонов, S-волна очень слаба или вообще отсутствует.

Опыт использования записей гидроакустических станций (донных и буйковых) в Тихоокеанском регионе показал, что привлечение Т-волны целесообразно для получения информации о сейсмичности в исследуемых районах, а в ряде случаев она оказывается единственным источником информации о регистрируемых событиях при непрохождении Р- и S-волн в пункт приема [1]. Из анализа записей сейсмических сигналов гидроакустическими станциями Тихого океана, проведенного Ф. Дюнебье и Р. Джонсоном [6], следует, что с помощью Т-волны по совокупности времен ее прихода на станции можно определять местоположение очагов землетрясений, не привлекая данных по Р- и S-фазам сейсмических волн. Так, к примеру, за период с августа 1965 г. по декабрь 1967 г. акустическими методами определены эпицентры 1350 землетрясений у западного побережья США, в 35 раз больше, чем их было определено в том же районе Геологической службой США [7]. Таким образом, теперь, когда сеть сейсмических станций на российском Дальнем Востоке заметно уменьшилась, особо актуален вопрос об использовании для этих целей одиночных морских сеймогидроакустических приборов.

Акустическая компонента (Т-волна) генерируется подводными хребтами, склонами банок и островов при ударном воздействии на них сейсмоволн от землетрясения [1, 2, 5]. Скорость распространения Т-волн (1,5 км/с) заметно уступает скоростям сейсмических компонент (8–10 км/с) в твердой среде. Важно отметить, что гидроакустические сигналы Т-волн очень слабо затухают и способны распространяться на огромные расстояния без существенных изменений фазовых, частотных и амплитудных характеристик. Вследствие уникальности географического взаиморасположения островов, подводных гор, хребтов Курильской гряды и приемных баз СКБ САМИ ДВО РАН существует возможность определять местонахождение эпицентра землетрясения по задержкам времен прихода Т-волн от этих областей. Такие исследования были апробированы в сентябре–октябре 1995 г. в рамках научно-исследовательской работы на базе гидрофизического стационара «Озеро Птичье» на охотоморском побережье о-ва Сахалин.

Рис. 1. Интегральный уровень сигнала от очага землетрясения вблизи о-ва Парамушир в частотной полосе от 0,5 до 60 Гц

За период регистрации наиболее сильное землетрясение силой 6 баллов произошло в районе о-ва Парамушир (j =51°00’с.ш., l =157°30’в.д.) 30 сентября 1995 г. в 10^Ч50’30”45 (время по Гринвичу). Гидроакустическая сигналограмма землетрясения показана на рис. 1. Уровень сигнала приведен в логарифмической шкале (нуль – условный). Как видно из рисунка, наблюдается четкое вступление сейсмической P-волны, за которой следует протяженный максимум гидроакустической Т-волны. Вступление сейсмической S-волны замаскировано "хвостом" P-волны. Вступление P-волны превышает фоновый уровень (уровень подводного шума) на 30 дБ, а максимум Т-волны на 60 дБ. Известно, что шкала единиц магнитуд Мs соответствует изменению энергии в 27 раз, т.е. в логарифмическом масштабе на 14,4 дБ. Таким образом, вступление P-волн можно обнаружить от землетрясений с очагом в рассматриваемом районе при Мs≥4, а вступления акустической Т-волны – при Ms≥2. То есть использование акустической компоненты сигнала землетрясения (Т-волны) позволяет зафиксировать факт сейсмического события силой на два балла (на 30 дБ) ниже, чем по чисто сейсмическим волнам.

Расположение приемных гидроакустических баз вблизи мыса Левенорна относительно Курильской гряды в Охотском море таково, что вступление P-волны опережает максимум Т-волны на 3–4 мин от Южных Курильских островов и на 6–8 мин от Северных. Обнаружив факт сейсмического события по характерным для области постановки донного прибора гидроакустическим всплескам, можно с помощью уточненных методов анализа сигнала определить параметры Р- и S-волн, которые должны на 3–8 мин опережать главный максимум Т-волн. Такой анализ может быть очень полезен также при изучении передаточных функций среды распространения сигналов как для водной среды, так и для твердой земной коры, находящейся под давлением водной толщи.

Рис. 2. Модель среды распространения с примером "лучевой" картины сейсмического сигнала в твердой земной коре и мантии в районе гидроакустической трасы Сахалин–Итуруп.

На основании данных сейсмических исследований нами в лучевом приближении построена модель среды (сейсмической трассы). По литологическому составу сейсмической трассы выделяется верхний горизонт донных осадков, резко отличный от нижележащих отложений (рис.2, область 2), в прибрежных частях илистые осадки сменяются песками и галечниками. Мощность горизонта донных отложений сильно варьирует: в центральной части моря от 0,2 до 1,0 км, а с приближением к о-ву Сахалин и в южной части Курильской котловины – от 1,5 до 3,0 км. По данным сейсморазведки, осадочный комплекс котловины разделяется на две толщи: нижнюю, акустически прозрачную, и верхнюю – слоистую. Нижняя толща характеризуется средней скоростью распространения сигнала 2,8–3,4 км/с, а в верхней части выделяются слои со скоростями 1,8 км/с на глубине 3,3 км и 1,9 км/с на глубине 4,0 км. Неоднородный слой осадков в шельфовой зоне достигает ~3 км, далее следует сравнительно однородная толща со скоростями 2,0–2,5 км/c.

С использованием определенной таким образом среды распространения сейсмического сигнала могут быть получены "лучевые" картины, соответствующие первым трем продольным волнам, для землетрясения с очагом на глубине 30 км. "Лучевые" характеристики позволяют определить моменты прихода сейсмических волн. Расчеты показывают, что первой приходит Pn-волна со средней скоростью распространения V_P = 8,5 км/с (угол выхода луча из очага землетрясений = 33°), второй приходит Pp-волна со средней скоростью распространения V_P = 8,1 км/с (угол выхода луча = 32°), третьей – PP-волна со средней скоростью V = 7,5 км/с (угол выхода луча = 16°, однократно отраженная).

Сравнение показало вполне удовлетворительное соответствие расчетных данных экспериментальным. Однако кроме этих волн в эксперименте наблюдается множество вступлений (рис. 1), отвечающих вступлениям канальных продольных волн, а также поперечных и обменных волн, что приводит к довольно сложной структуре принимаемого в эксперименте сейсмоакустического сигнала. Поэтому в усовершенствованной модели распространения сейсмоакустического сигнала должны учитываться ранее выполненные наблюдения за реальными землетрясениями и реальные свойства среды распространения при использовании методов опознавания сейсмогидроакустического события.

Возвращаясь к рис. 1, рассмотрим времена приходов Т-волн, генерируемых неровностями рельефа Охотоморского бассейна, оценим их спектральный состав и абсолютное значение уровня сигнала. Гидроакустическая запись землетрясения дополнена интенсивными всплесками, образующими последовательность локальных максимумов, которые необходимо интерпретировать как излучение гидроакустической волны от вполне определенных подводных объектов, обладающих повышенной способностью к отражению акустического сигнала. На широкополосной сигналограмме (рис. 1) заметно выделяются восемь экстремумов, относящихся к интервалу активизации Т-волны от далекого землетрясения.

Рис. 3. Карта исследуемой акватории с указанием временной дистанции прохождения гидроакустического сигнала

Временные интервалы между локальными максимумами Т-волн и вступлением сейсмической P-волны рассчитываем по формуле [7]:

                DP        DT
t_T – t_P = -----  +  -----  – t_P,
                V          C

где DP и DT – расстояния от эпицентра землетрясения до области генерации и до пункта установки приемной сейсмогидроаустической станции; V и С – скорости продольной сейсмической волны и скорости звука в воде: V=8,0 км/с; С=1,5 км/с.

Оценочные расчеты времени прохождения гидроакустического сигнала показывают, что в формировании гидроакустических всплесков сигнала от землетрясения, зарегистрированного на стационаре СКБ САМИ ДВО РАН, принимают участие конкретные территории морского дна (рис. 3) на охотоморском склоне вблизи Курильской гряды [7]: Т₁ = о-в Итуруп (район г. Курильск); Т₂ = о-в Браутон; Т₃ = о-в Симушир (южная оконечность); Т₄ = о-в Матуа; Т₅ = о-в Чирикотан; Т_max = о-в Парамушир (южная оконечность); Т₆ = о-в Атласова; Т₇ = мыс Сивучий (Камчатка).

В записях гидроакустической Т-волны из очага землетрясений всегда присутствуют всплески интенсивности сигнала, отраженного от крутых подводных склонов вблизи Курильских островов, ориентированных по нормали к приемной базе у мыса Левенорна. При этом в высокочастотной области сигнала 10–30 Гц (рис.4, А) в формировании акустической компоненты участвует в равной мере вся область, заключенная между о-вом Симушир и мысом Сивучий. В районах же южнее о-ва Симушир наблюдается резкое затухание сейсмической компоненты. Отметим, что на интегральное поле сигнала (диапазон частот 0,5–60 Гц) акустической Т-волны высокочастотные компоненты влияют незначительно, так как они быстро угасают на длинном пути распространения сигнала.

Оценим абсолютное значение уровня сигнала на примере акустического интегрального уровня (рис. 4). Согласно данным калибровки приемников, сигналу с уровнем 40 дБ соответствует давление Р_о = 2,1 Па. Величина Р_о вычисляется по формуле:

где: U_о - уровень сигнала; К - коэффициент усиления приемного тракта; К – амплитудно-частотная характеристика (АЧХ) приемной базы; Y - чувствительность гидрофона.

Рис. 4. Интегральный уровень сигнала в полосе: A – 10–30 Гц; Б – 3–10 Гц; В – 0,8–1,8 Гц

Уровню 40 дБ соответствует сигнал U_о = 0,25 В, К_у = 26,8, К = 100, Y = 220 мкВ/Па. Существует формула (в «плоском» приближении), связывающая акустическое давление и колебательную скорость: р = r × СU, где r – плотность воды; С – скорость распространения акустической волны; U – величина колебательной скорости; r = 1000 кг/м; С = 1500 м/с; U = 0,67 10^-6 × Р (при [U]=м/с); U_о=0,67 × Р (при [U]=мкм/с).

Таким образом, уровню Р_о соответствует U_о = 1,4 мкм/c. Уровень сигнала, приведенный к полосе 1,0 Гц, для выбранного диапазона частот (3–10) Гц (вследствие плоского характера АЧХ) равняется:

Оценим уровни Р-, S- и Т_max-сигналов. Как видно из рис.4Б, этим сигналам соответствуют уровни U_р=40 дБ, U_s=21 дБ, U_tmax=50 дБ. Уровни этих сигналов в полосе (3–10) Гц, приведенные к полосе частот 1,0 Гц, соответственно равны: S_p=0,13 мкм × Гц ^0,5; S_s=0,06 мкм × Гц ^0,5; S_tmax=1,60 мкм × Гц ^0,5.

Уровень окружающего шума составил 12 дБ, что соответствует сигналу S_h = 0,02 мкм Гц^0,5_. Отношение сигнал/шум для продольной сейсмической волны составило 16 дБ. Отметим, что для частот ниже 2 Гц отношение сигнал/шум превышает 30 дБ (рис 4, Б).

За период проведения экспериментальных исследований по регистрации сейсмоакустического фона зарегистрировано большое количество сейсмических сигналов, и все они сопровождались Т-компонентой акустического сигнала.

На основании предложенного метода удалось выделить вступления сейсмических волн слабых сейсмических толчков силой 2–3 балла и на значительном удалении от эпицентра. В этом случае на следующем этапе анализируется поток сейсмических данных, включая слабые сигналы. Применяя различные формальные методы их распознавания, можно выделить из потока гидроакустических записей сигналы форшоков, главных сейсмических толчков и афтершоков с последующей привязкой их всплесков к конкретным участкам морского побережья и восстановлением гидролокационными методами местоположения всех сейсмических событий.

Таким образом, сейсмогидроакустические методы контроля морских акваторий и прибрежных вод, при должной научно-технической проработке, могут существенно повысить надежность контроля сейсмических процессов в морских акваториях вблизи Сахалина и Курильских островов. Эти методы зачастую являются единственным инструментом эффективного мониторинга гидрофизических и гидрометеорологических процессов в обширных акваториях для решения многих народнохозяйственных задач.

Объединение уникальных сейсмогидроакустических приборов в постоянно действующие системы и сети для непрерывного контроля морских акваторий, оснащение гидрофизических станций дополнительными датчиками для регистрации электромагнитных полей, динамики изменения уровня моря, морских течений и химического состава придонных морских вод – определяют основные направления разработки контрольно-измерительных комплексов для обеспечения безопасности ведения хозяйственной деятельности на море и на морском побережье.

Литература