Усовершенствование аппаратуры и системы наблюдений
Сейсмическая сеть. Время, прошедшее с начала работ по Проекту верхней мантии (1962 г.), примечательно быстрым развитием мировой сейсмической сети, а также стандартизацией аппаратуры и расширением измеряемого диапазона частот.
Береговой и Геодезической службой США сооружено во всем мире свыше ста стандартных станций. Каждая из них оборудована установкой короткопериодных сейсмографов (0,5—1 с) для записи трех компонент с усилением до 500 000 и трехкомпонентной длиннопериодной установкой (15—90 с) с усилением сигнала до нескольких тысяч, а также кварцевыми часами с точностью отсчета времени, превышающей 0,05 с. Чувствительность приборов ограничивают только помехи от ммкросейсм, амплитуды которых составляли на станциях сети от 1 до 50 ммк в короткопериодной части спектра и от 1 до 2 мк в длиннопериодной части. Аналогичная сеть, состоящая более чем из двадцати станций, была создана в Канаде.
В Советском Союзе установлено несколько местных сетей с высокочувствительной аппаратурой для детального изучения отдельных сейсмичных районов. Сооружались и станции для регистрации удаленных толчков в окраинных районах страны и в Антарктиде, так что мировая сейсмическая сеть стала гораздо равномернее.
Группирование приборов. Аппаратура, созданная за последние годы, позволяет без труда добиться усиления порядка 106—107 для частот, соответствующих сигналам от самых слабых землетрясений. Могут быть обнаружены амплитуды ~1 А, однако обычно такие смещения замаскированы естественным фоном помех с большей амплитудой.
Чтобы лучше различать такие слабые сигналы на фоне помех, существующих вокруг сигнала и порожденных самим сигналом, был разработан метод группирования — прием сигнала на установку из идентичных сейсмографов, определенным образом расположенных у поверхности. Пространственная фильтрация позволяет заметно подавить помехи. В Шотландии, Канаде, Индии и Австралии применяется разработанная в Великобритании система группирования, состоящая примерно из двадцати вертикальных короткопериодных сейсмографов, расположенных в виде креста (длина около 20 км).
В шести районах США используются системы группирования, состоящие из нескольких десятков сейсмографов. Сейсмическая группа с большой апертурой (LASA), созданная в штате Монтана, включает установку группирования с 525 приборами, находящимися на территории диаметром около 200 км. Эта установка позволяет обнаружить сигналы с магнитудой М = 3,5 на эпицентральных расстояниях до 90°. Группирование может применяться и при изучении поверхностных волн (с соответственно подобранными приборами). Сейчас создается еще несколько установок с группированием (в Японии, в Скандинавских странах, в Бразилии и в Африке).
Сейсмографы для дна океана. С точки зрения сейсмических наблюдений расположение океанов и континентов (а следовательно, и имеющихся станций) на нашей планете далеко не оптимально. Отсюда и потребность в сейсмографах для дна океанов.
Правда, уже с 1965 г. на станции Ламонт ведется стандартная обработка записей сейсмографа, расположенного в океане на глубине более 4 км в 160 км от побережья Калифорнии (регистрирующая аппаратура находится на суше). И все же сомнительно, чтобы в ближайшем будущем в нашем распоряжении оказались достаточно полные данные о сейсмичности глубоководных областей океана. Во-первых, очень велики эксплуатационные расходы. Кроме того, последние наблюдения показали, что уровень помех на дне океана больше, чем на спокойных участках континентов.
Успешно зарекомендовали себя (в течение периода до 30 суток) короткопериодные приборы с динамическим диапазоном до 72 дБ, автоматически ведущие регистрацию на вмонтированном в них магнитофоне. Эти менее сложные приборы можно использовать для записи афтершоков сильных землетрясений или для других специальных целей.
Развитие техники регистрации сейсмических колебаний. Традиционная сейсмическая запись ведется на фотобумаге или пленке с динамическим диапазоном всего до 40 дБ. Современные методы обработки данных (пространственная и временная фильтрация, анализ Фурье, дискриминация фаз и т. д.) требуют чрезвычайно большой затраты времени. Поэтому все более широко используется запись на магнитной ленте, позволяющая представить данные на выходе в виде, удобном для непосредственного ввода в универсальную или специализированную вычислительную машину. Более того, такой способ записи позволяет увеличить динамический диапазон отдельного приемника до 120 дБ.
Развитие теории и интерпретация; использование быстродействующих ЭВМ
Обработка данных. Обработка сейсмограмм на ЭВМ позволяет получить истинные времена пробега для всего спектра сейсмических волн от 10 до 4·10-3 Гц, а также применить многие тонкие методы анализа. Важный практический результат — автоматическое определение (при большей взаимной согласованности данных) координат эпицентров, времени в очаге, механизма землетрясения и идентификация фаз.
Более того, ЭВМ открывает новые возможности для анализа верхней мантии; это относится к накоплению данных о региональных и локальных аномалиях во временах пробега и амплитудах наблюдаемых фаз, а также к использованию фаз, следующих за первыми вступлениями. С помощью ЭВМ оказалось возможным рассчитать времена пробега и амплитуды объемных волн, дисперсию поверхностных волн, периоды свободных колебаний, а также распространение в среде импульса и стационарных колебаний и, таким образом, строить теоретические сейсмограммы для любой заданной модели строения Земли и очага землетрясения.
Обратные задачи. Несколько лет назад была сформулирована обратная задача сейсмологии: найти ряд моделей Земли, которые удовлетворяли бы данной системе сейсмических наблюдений (с учетом погрешностей наблюдения). Эти исследования проводились прежде всего в связи с Проектом верхней мантии группой ученых, которую возглавлял В. И. Кейлис-Борок.
Первые решения задачи указали на большую неоднозначность: например, с временами пробега волн, наблюдаемыми в Европе, согласуются несколько десятков различных скоростных разрезов верхней мантии. Тем не менее, если рассматривать совместно данные о временах пробега и амплитудах объемных волн и о дисперсии поверхностных волн, то удается прийти к некоторым конкретным выводам о свойствах скоростного разреза (зависимости скорости волн от глубины), например о наличии или отсутствии слоя-волновода. В конечном счете сведения о фактической зависимости интересующих нас параметров от глубины можно получить, лишь используя при расчетах данные и о других геофизических полях: гравитационном, магнитном и тепловом.
Некоторые результаты
Строение верхней мантии. До сих пор все еще считается, что на глубинах ниже 700—800 км мантия в горизонтальном направлении однородна, однако это предположение не подтверждено данными наблюдений. Между тем имеющиеся данные о горизонтальной неоднородности коры и верхней мантии наводят на мысль о том, что подобная неоднородность может наблюдаться и на больших глубинах.
На небольших эпицентральных расстояниях отмечаются значительные изменения амплитуды и формы волн Р. Наблюдаемые аномалии времен пробега (достигающие 2 с для волн Р и S) ясно указывают, что кора и мантия подразделены на области и структурные блоки, обладающие разными свойствами.
В районах кристаллических щитов, таких, как Скандинавский полуостров и северо-восток Канады, волны Р вступают раньше. С другой стороны, в зоне срединноокеанических хребтов, молодых горных систем типа Провинции бассейнов и хребтов (область Большого Бассейна, США) и островных дуг отмечаются наибольшие запаздывания волн. Эти аномалии свидетельствуют о существовании двух разных типов верхней мантии, которые часто весьма резко сменяют друг друга, иногда на протяжении менее 100 км. Очевидно, для стабильных щитов характерны скорости Рn около 8,2 км/с, а для островных дуг и молодых хребтов — более низкие скорости (7,8—8,0 км/с); еще более низкие значения скоростей, отмечающиеся в районах срединноокеанических хребтов, указывают на мобильность соответствующих зон и нестабильность подстилающей мантии. Под Альпами, где скорость Рn составляет 8,15 км/с, мантия, по-видимому, стабильна.
Вместе с тем данные зондирования методом преломленных волн говорят о наличии важных локальных аномалий в верхней мантии и в таких областях, которые, видимо, не отличаются сложной тектоникой; примером может служить озеро Верхнее.
Изучение дисперсии поверхностных волн приводит к выводу, что горизонтальная неоднородность верхней мантии охватывает область глубиной в несколько сотен километров. Под большей частью континентов и океанов обнаружен слой-волновод, для которого характерно снижение скорости S-волн, достигающее 6%. Волновод P-волн там, где он обнаружен в мантии, тоньше и располагается выше. Волновод S-волн находится под океанами на меньших глубинах (100—200 км), чем под континентами (100—350 км). Под большей частью молодых и срединноокеанических хребтов слой-волновод не прослеживается. Исключение представляют Альпы, где, судя по дисперсии поверхностных волн, на глубине от 80 до 220 км располагается слой-волновод, для которого характерно снижение скорости S-волн на 0,4 км/с.
Следует иметь в виду, что, как показало изучение обратных задач, невозможно прийти к однозначному выводу о форме волновода.
Сейсмичность как критерий тектонических движений коры и мантии. Распределение неглубоких, промежуточных и глубоких очагов землетрясений в сейсмичных зонах связано с динамикой верхней мантии. Новые методы определения эпицентров позволяют строить более надежные карты сейсмичности.
В зонах срединноокеанических хребтов землетрясения происходят только в земной коре и в самой верхней части мантии. Для областей с крупными сдвиговыми подвижками характерно отсутствие глубоких и промежуточных очагов. Примерами могут служить разломы Сан-Андреас, Калифорния, Альпийский, Новая Зеландия, и Североанатолийский, Турция. Глубокофокусные землетрясения, которые происходят вблизи сдвиговой зоны, по-видимому, генетически связаны с соседними разломами иного типа. Таковы, например, глубокие очаги на островах Сангих (севернее Сулавеси), сдвиговая зона Мастер на Филиппинах, а также промежуточные очаги на островной дуге Рюкю и сдвиговая зона Тайваня. Однако обратное утверждение, т. е. что зоны, где происходят только неглубокие землетрясения, связаны с крупными сдвиговыми смещениями, не может считаться справедливым.
Землетрясения с промежуточной глубиной очага, по-видимому, тесно связаны с неглубокими землетрясениями. В большинстве районов наблюдается постепенный переход от промежуточных очагов к неглубоким. Эпицентральная зона промежуточных очагов, очевидно, уже, чем мелкофокусных, и по мере увеличения глубины очагов отмечается тенденция к сужению зоны. Однако число и магнитуда толчков с промежуточной глубиной очага могут быть намного выше, чем у неглубоких толчков в той же области; в качестве примера можно привести очаги хребта Гиндукуш и Румынии.
Глубокие землетрясения строго приурочены к определенным географическим зонам. Повсюду, где отмечаются глубокие очаги, существует интервал глубин, в пределах которого повторяемость толчков и суммарная деформация при происходящих землетрясениях примерно в 10 раз меньше, чем на глубинах ниже или выше этого уровня. Этот интервал пониженной активности находится на глубинах 300—550 км в Южной Америке, 250—550 км на дуге Зондских островов, 300—450 км на дугах северный Сулавеси — Филиппины и Тонга — Кермадек, 250—350 км на Новых Гебридах, 200—350 км на Соломоновых островах и 200—300 км вблизи Японии. В сейсмичной зоне Тонга — Кермадек очаги землетрясений в значительной степени приурочены к одной плоскости, которая заходит в верхнюю мантию до глубины более 600 км. Однако в большинстве сейсмичных зон глубокие очаги распределены не непрерывно, а образуют несколько скоплений сравнительно небольшой протяженности (например, в Южной Америке и дуге Зондских островов).
Некоторые признаки указывают, что зоны промежуточных и глубоких очагов соответствуют переходу между областями верхней мантии с различными свойствами. С другой стороны, не во всех переходных зонах верхней мантии отмечаются землетрясения с промежуточной и большой глубиной очагов.
Судя по суммарной деформации, землетрясения, возникающие в пределах островной дуги, до некоторой степени зависят друг от друга. Это удалось проследить и для афтершоков сильных землетрясений. Иногда островная дуга или сейсмнчная зона, которая с геологической точки зрения представляет единую структуру, разбита на несколько частей, сейсмичность которых в известной мере не зависит друг от друга. При этом сильные землетрясения в одной из частей зоны не вызывают афтершоков в другой ее части. Судя по имеющимся данным, границы между такими частями не претерпевают изменений в течение десятков лет.
Вместе с тем близкие участки отдельной сейсмичной зоны могут существенно отличаться по плотности размещения эпицентров. Закономерный характер кривых высвобождения напряжений для зоны в целом позволяет считать, что тектонические движения не обязательно приурочены к тем участкам, где фактически происходят землетрясения, и что участки, где толчков мало, тоже вовлечены в общее движение, которое может проявляться в форме непрерывной ползучести.
Маловероятно, чтобы толчки, происходящие в ограниченной области, не были проявлением единого процесса, непрерывного во времени. Так, сравнительно незакономерная форма кривых высвобождения напряжений в районах ярко выраженных локализованных скоплений очагов в хребте Гиндукуш, в Румынии и в южной части Тирренского моря наводит на мысль, что не все тектонические движения проявляются там в форме смещений при землетрясениях.
Большое значение для надежного оконтуривания сейсмичных зон имеет анализ слабых толчков. Методы выявления микротолчков в полосе частот 20—30 Гц позволили расширить диапазон магнитуды наблюдаемых землетрясений до —2 и —3. В дуге Зондских островов, Североанатолийской зоне разломов, а также в дугах Соломоновых островов и Новых Гебрид отмечаются признаки миграции очагов землетрясений с течением времени. Однако ввиду малой длины соответствующих временных рядов кажется сомнительным, чтобы эти сведения можно было положить в основу прогноза времени возникновения сильных землетрясений.
Характер движений в очагах землетрясений. Классический анализ механизма землетрясений позволяет определить положение двух взаимно перпендикулярных нодальных плоскостей продольных волн, проходящих через гипоцентр землетрясения, а также положение главных компонент напряжения, вызвавших толчок. Можно считать, что одна из этих нодальных плоскостей соответствует плоскости подвижки, фактически происшедшей по разлому. Направление подвижки можно найти по данным о расположении областей сжатия и растяжения вокруг очага.
Области сжатия. В целом положение нодальных плоскостей для землетрясений, происходящих в коре, таково (обе они вертикальны), что преобладают сдвиговые смещения по разлому, а главные напряжения сжатия примерно перпендикулярны тектонически активной зоне. Изменения азимута искривленной тектонической зоны часто не сопровождаются аналогичными изменениями азимута главных сжатий, который остается более постоянным.
Положение нодальных плоскостей в верхней мантии, как правило, таково (одна из них примерно горизонтальна, другая примерно вертикальна и параллельна сейсмичной зоне), что преобладают сбросовые смещения по разлому. Знак движений, по-видимому, изменяется на обратный по мере перехода от промежуточных очагов к глубоким.
Эти факты можно объяснить в том случае, если принять, что вещество мантии перетекает в горизонтальном направлении от океана к континенту на глубине около 200 или 300 км. В обычных условиях такое течение будет проявляться в виде непрерывного относительного пластического перемещения вещества в направлении, примерно параллельном течению. Там, где градиент течения максимален, на глубинах ниже 300 км и выше 200 км, подобное непрерывное перетекание становится затруднительным и возникают внезапные разрывные перемещения (землетрясения) в направлении, указываемом анализом механизма землетрясений. В более высоких горизонтах мантии и в коре течение тормозится, и под действием обусловленного этим горизонтального давления, параллельного течению, в коре и подкоровых горизонтах возникают сбросовые и сдвиговые смещения. Отсутствие очагов землетрясений на некоторых глубинах объясняется, конечно, существованием там слоя-волновода с пониженной скоростью волн и, видимо, очень малой жесткостью вещества.
Согласно описанной модели, основная причина землетрясений в Японии — перенос вещества мантии от восточного, океанического блока к западному, континентальному. В Южной Америке землетрясения, видимо, обусловлены течением вещества мантии на соответствующих глубинах с запада-юго-запада на восток-северо-восток. Для зоны Тонга — Кермадек наиболее вероятно течение с востока-северо-востока на запад-юго-запад, хотя у соседних землетрясений и отмечаются значительные изменения в направлении подвижки (эти осложнения могут быть обусловлены поворотом северного конца сейсмичной зоны на угол более 90°). У дуги Зондских островов и дуги Сулавеси — Филиппины течение направлено приблизительно меридионально или с юго-востока на северо-запад, а в южной части Тирренского моря — с востока-юго-востока на запад-северо-запад.
В областях, где имеются промежуточные, но отсутствуют глубокие очаги, градиент течения, направленный вверх, очевидно, гораздо больше градиента, направленного вниз. Землетрясения Алеутской дуги, видимо, связаны с течением вещества мантии с юго-востока на северо-запад; у дуги Рюкю течение направлено с юго-запада на северо-восток; в Ассаме. Индия, и под хребтом Гиндукуш — с юго-юго-запада на северо-северо-восток; в Мексике — с юго-запада на северо-восток.
В областях, где отмечаются только неглубокие землетрясения, перемещение коры соответствует течению мантии, что вызывает очень сильные деформации типа сдвиговых, которые часто охватывают всю толщу коры.
Области растяжения. Подвижки в очагах землетрясений срединноокеанических хребтов имеют сбросовый характер; при этом с эпицентрами зоны рифта связаны горизонтальные растяжения, а с эпицентрами у разломов, пересекающих рифт, ассоциируют сдвиговые смещения. В последнем случае одна из нодальных плоскостей в очаге ориентирована так же, как разлом, секущий рифт. Оба типа смещений обусловлены горизонтальным растяжением, примерно перпендикулярным локальному простиранию рифта и параллельным разлому, секущему рифт. Все это свидетельствует об относительном боковом смещении участков хребта, некогда примыкавших друг к другу, а следовательно, и о подъеме вещества мантии под зоной рифта.
Описанная модель подкоровых движений для областей сжатия и растяжения не является единственно возможной. Ее следует рассматривать как рабочую, подлежащую проверке с использованием данных других наук о Земле.