Методы и объекты сейсмических исследований. Введение в общую сейсмологию - Пузырев Н.Н.
Скачать (прямая ссылка):
Замечено, что природа P- и PS-волн, приходящих к приемнику на большом его удалении от источника, не имеет существенного значения. Чаще всего они относятся к типу рефрагированных, но нередко могут быть близки к головным либо субголовным волнам. В последнем случае, естественно, предполагается, что обмен происходит на границе, расположенной выше точки отрыва головной волны.
Ч г— Ic
Рис. 10.11. Сейсмограмма от удаленного землетрясения (Д ¦ 92°) с отчетливой записью продольных P-Ii обменных /'.V туш. Трассы на сейсмограммах ; и у соответствую і воспроизведению на различных частотах от 0,5 до 10 Гц (по данным И. В. Померанцевой).
185
Часть III. Методы структурной сейсмологии
Несколько последних десятилетий развивается направление реверсивного просвечивания очаговых зон в сейсмоактивных районах с целью контроля за сейсмотектоническими процессами. Наблюдения носят характер мониторинга и нацелены на изучение изменений динамических и кинематических параметров волн во времени. В качестве источников еще одно-два десятилетия тому назад использовались взрывы, что не обеспечивало надлежащей стабильности генерации волн. В связи с этим в последнее время наметилась отчетливая тенденция применять в качестве источников мощные вибраторы. Чаще всего ориентируются на обнаружение различий во временах вступлений сигналов, особенно первых волн.
10.5. ОБ ИСПОЛЬЗОВАНИИ ПОВЕРХНОСТНЫХ И КАНАЛОВЫХ ВОЛН
Как отмечалось в гл. 3, обратная задача при использовании поверхностных волн Рэлея и Лява решается в предположении горизонтального залегания слоев. В принципе рассматривается многослойная среда [Левшин, 1973 ], но чаще всего решение можно надежно осуществить для простейшей модели однородного слоя постоянной мощности, залегающего на однородном полупространстве.
Прежде чем говорить о просвечивании на поверхностных волнах, остановимся предельно кратко на некоторых особенностях интерпретации с использованием дисперсионных кривых (это связано с тем, что в данной книге отсутствует специальная глава, посвященная теории поверхностных волн). Мотивируется это тем, что при зондировании среды по вертикали в последние десятилетия преобладают методы, базирующиеся на вторичных объемных волнах, рассмотренных в предыдущих главах. Главная причина заключается в том, что поверхностные волны обладают большим интегральным эффектом, когда вычисленные скорости и мощность слоя представляют собой средние значения на больших интервалах по горизонтали. Кроме того, следует иметь в виду, что поверхностные волны от землетрясений и мощных взрывов имеют большие значения длин волн X = vT, сопоставимые и даже большие, чем мощность слоя. Тем не менее нельзя отрицать, что при глубинных исследованиях земной коры и мантии построение дисперсионных кривых может дать полезную информацию.
В подавляющем большинстве случаев дисперсионные кривые строятся по сейсмограммам от нормальных землетрясений с очагами, расположенными в верхней части земной коры. Обработка начинается с отождествления волн Рэлея и Лява на каждой из станций сейсмологической сети для данного очага. Необходимо, чтобы сеть станций обеспечивала достаточно большую разницу в эпицентральных расстояниях. Затем вычисляются групповые и фазовые скорости по паре станций. Наиболее устойчиво при обычной густоте станций определяется групповая скорость. С этой целью строятся огибающие цугов колебаний для данной поверхностной волны, после чего групповая скорость находится как частное от деления разности эпицентральных расстояний двух станций в линейной мере на приращение времен пробега, определяемых1 по экстремумам огибающих. Для выбранных двух станций вычисляется среднее значение периода колебаний Т. В результате находится одна из точек дисперсионной кривой v (T). Параллельно, если это возможно, по той же паре станций определяется фазовая скорость, для чего необходимо правильно отождествить соответствующие экстремумы колебаний в волне с учетом того, что амплитуды соответствующих фаз для соседних станций не равны по величине. Фазовая скорость определяется по исходным сейсмограммам, так же как это выполняется в случае объемных волн. При заданной системе станций находится ряд значений (iiW, ТЩ и (и?\ T^), в результате чего строятся экспериментальные дисперсионные кривые для групповой и фазовой скоростей. На основании приведенного в гл. 3 соотношения между V^ и Иф, чаще всего групповые скорости в целях удобства анализа пересчитываются в фазовые. Как правило, экспериментальные дисперсионные кривые строятся по серии землетрясений для данной сети станций, а иногда получают осредненные зависимости для нескольких районов.
Заметим, что в настоящее время при наличии записей в цифровой форме для более точного определения скоростей и периодов используют методы частотного анализа колебаний.
Пример экспериментальной зависимости кф(Т) в сопоставлении с теоретически рассчитанными кривыми для волн Рэлея при различной мощности Я слоя земной коры приведен на рис. 10.12. Можно видеть, что при малых периодах скорость vR в земной коре составляет около 3,0 км/с, а при больших периодах — 4,0 км/с, что соответствует верхам мантии. По большинству точек мощность коры близка к 30 k1m1 но вместе с тем форма экспериментальной кривой заметно отличается от теоретиче-186
