Конфигурация и аппаратный комплекс с/г «Михнево»

 

Содержание

Приложение

 

1 ВВЕДЕНИЕ

1.1 Актуальность темы.

 

Платформенные территории являются важнейшей частью геодинамической системы Земли, поэтому неудивительно, что в последние годы всё больше внимания уделяется их комплексному изучению. В частности, принципиально новое положение о том, что Восточно-Европейская платформа является достаточно подвижной структурой, а не тектонически пассивной, как предполагалось ранее, предполагает более детальное исследование данной области. Также известно, что существует связь процессов поверхностных с глубинными, , поэтому различным процессам, происходящим в земной коре уделяется значительное внимания в современной геофизике.

Для проведения различных сейсмологических исследований необходима некоторая площадка, полигон для установки оборудования и записи их показаний. Идеальным местом для проведения исследований является геофизическая обсерватория (далее ГФО) «Михнево» ИДГ РАН. Сейчас на её территорий развёрнута система геофизических наблюдений, позволяющая накапливать внушительную базу цифровых записей сейсмических событий, по которым можно проводить фундаментальные исследования структуры Земли, и коры в частности.

Несмотря на многолетние сейсмологические наблюдений на ГФО « Михнево», строение земной коры под ней ранее не изучалось. Для локации сейсмических событий применяется очень обобщенная модель строения ВЕП, которая не учитывает особенности строения земной коры под Михнево. Эти данные особенно важны для лоцирования местных событий. Методика функции приемника позволяет построить скоростную модель под станцией наблюдений и для территории расположения ГФО «Михнево» ранее не применялась.Этим и обусловлена актуальность работы.

1.2 Основные цели исследования.

 

1. Определение  структуры  земной коры под ГФО «Михнево» по наблюдениям обменных Ps сейсмических волн;

2. Построение  скоростной модели земной коры, сравнение полученной модели с результатами других, проведённых ранее, сейсмических исследований;

1.3 Поставленные задачи.

• По цифровым записям землетрясений методом приёмной функции обменных волн (receiver function) выделить границы обмена в земной коре под ГФО «Михнево»;
• Получить модель распределения скорости сейсмических волн с помощью инверсии приёмной функции обменных волн Ps;
• Сравнить полученные результаты с результатами других геофизических исследований;

2. Конфигурация и аппаратный комплекс сейсмической группы «Михнево»

2.1 Конфигурация сейсмической группы «Михнево»

ГФО «Михнево» располагается в сравнительно слабозаселённом Ступинском районе Московской области, в 70 км к югу от МКАД, практически в самом центре Русской платформы. При этом расстояние до ближайших крупных населённых пунктов, железнодорожных станций и автомобильных дорог и других объектов, близкое положение которых может вносить существенные неточности в записи землетрясений, составляет порядка 15 км. Следовательно, влияние шумов техногенного происхождения на цифровые записи можно считать малозначительным.

В состав группы входят 9 однокомпонентных сейсмических датчика, а также 3 трёхкомпонентных приёмника, два из которых являются короткопериодными, а один – широкополосным. Точная конфигурация группы, представленная на карте с рельефом местности, изображена на рисунке 2.1.

Рисунок 2.1. Расположение сейсмоприёмников группы «Михнево» с рельефом местности. Кружками выделены трехкомпонентные приборы, точка 0 – шахта. 

2.2 Сейсмические каналы.

Сейсмические каналы группы собраны на базе короткопериодных сейсмометров СМ3-КВ, широко применяемых в отечественной сейсмологии. Амплитудно-частотная характеристика  сейсмометров по скоростям смещений имеет уровень более 0,7 от максимальной величины коэффициента преобразования ξ  в полосе частот 0,5 - 40,0 Гц. Максимальное значение коэффициента преобразования каждого сейсмического канала (ξmax = 40000 В·с/м) достигается в полосе от 0,8 до 30 Гц. Отклонение от этой величины для всех каналов не превышает 3%. На рисунке 2.2 приведена  амплитудно-частотная характеристика (АЧХ) одного из каналов группы. Максимальная амплитуда скорости смещений, которая регистрируется датчиками группы без искажений, составляет 1,25 x 105 нм/с.

 

 

Рисунок 2.2. Амплитудно-частотная характеристика канала группы на базе сейсмометра СМ3-КВ.

Датчики группы связаны с центром сбора сейсмической информации длинными семижильными экранированными кабелями МКЭШ. Перед аналого-цифровым преобразователем установлен фильтр Баттерворта с граничной частотой fгран = 40 Гц. Семижильный кабель позволяет осуществлять калибровку каждого датчика (генераторным методом) без изъятия его с места установки.

3. Теоретическое описание выбранного метода исследования

Наиболее близким сейсмологическим методом к применяемому в данной работе, является метод обменных волн землетрясений (МОВЗ). Обменная волна приходит в точку наблюдения на поверхности несколько позже, нежели продольная. По разности их времён вступления мы можем найти глубину границы в литосфере, породившую обменную волну. МОВЗ использует динамические и кинематические характеристики обменных волн, и его несомненным достоинством является тот факт, что он практически не зависит от времени возникновения землетрясения, точного положения его очага, а также абсолютного времени прихода сейсмических волн.

3.1 Некоторые положения теории волн.

 

Из  общей теории известно, что падающая на границу продольная волна порождает четыре новые волны: отраженные- продольная и поперечная, проходящие- продольная и поперечная. Проходящие продольные и поперечные волны, как правило, обозначаются соответственно PP и PS. Образование отражённых и проходящих волн из падающей показано на рисунке 3.1. При этом поперечные волны имеют тип SV, что означает, что они поляризованы в плоскости падения. Для произвольной точки границы плоскость падения проходит через нормали к границе и к фронту падающей волны. В случае если среда изотропна, плоскость падения совпадает с плоскостью луча.

 

 

Рисунок 3.1 Образование отражённых и проходящих волн при падении плоской продольной волны на границу раздела сред. Прямые линия обозначают фронт волны, стрелки – направления движения частиц.

 

Кинематика обменных волн вытекает из принципа Ферма о наименьшем времени и описывается обобщённым законом Снеллиуса для упругих волн: лучи этих волн лежат в плоскости падения, а углы падения и отражения подчиняются соотношениям:

В данной формуле индекс 1 соответствует среде, в которой волна падает на границу раздела, а индекс 2, соответственно, среде, в которой формируются новые волны. Введены обозначения:

- скорость распространения падающей на границу сред волны,

- угол  падения данной волны,

m – индекс, обозначающий тип поляризации падающей волны (m=P, в случае продольной волны, либо m=S, если падает поперечная волна)

n – индекс, обозначающий тип поляризации вновь возникающих волн: n= P для продольных и n= S для поперечных колебаний;

- скорость  отраженных волн;

- скорость  проходящих волн;

- угол  отражения;

- угол  преломления.

Углы падений, преломления и отражения волн измеряются между нормалями к фронтам соответствующих волн, то есть между нормалью к границе и лучами. Если плоская продольная волна подает на границу раздела сред нормально, то мы получаем, что все углы преломления и отражения равны нулю, а значит, поперечные обменные волны не возникают.

3.2 Основные положения применяемого  метода

Несмотря на то, что большинство методов исследования земной коры используют записи нескольких сейсмических станций, существуют также и такие, которые были разработаны для изучения слоёв коры с помощью анализа данных, полученных от одной изолированной трёхкомпонентной станции. В данной работе в качестве метода исследования выбран так называемый метод P-приёмной функции (P-receiver function, PRF). Автором метода считается известный российский учёный-геофизик Лев Павлович Винник. Данная методика направлена на регистрацию и выделение обменных волн и является эффективной для изучения структуры Земли до глубин порядка 800 км.

Любая сейсмическая волна, идущая от удалённого источника, встречает на своём пути границы обмена, как минимум, дважды: в области источника и в области приёмника. В методе P-приёмных функция волны, исходящие от источника, рассматриваются как продольные, а полученные на границах под или вблизи станции обменные - как поперечные SV типа (рисунок 3.2). Основная задача – выделение обменных волн на фоне различных регулярных волн и случайных помех, и для её решения нужно знать и использовать в алгоритмах обработки некоторые свойства обменных волн.

Рисунок 3.2 Схема образования обменных волн.

 

Продольная P-волна имеет скорость больше, чем порождённая ей же обменная волна, поэтому путь от границы обмена к приёмнику на поверхности обменная волна проходит медленнее, вследствие чего вступает на сейсмограмме с некоторым запаздыванием. Время этого запаздывания является функцией расстояния между источником и приёмником, а также глубины границы обмена. Если глубина границы обмена постоянна, то с увеличением эпицентрального расстояния время запаздывания уменьшается, и, наоборот, при уменьшении эпицентрального расстояния, время запаздывания растёт. В таблице 1 указаны значения времён запаздывания поперечной волны в зависимости от лучевого параметра, а также глубины обмена.

Как уже не раз отмечалось, обменная Ps-волна имеет тип поляризации SV, соответственно, искомая волна выделяется в направлении, перпендикулярном P-волне, в плоскости источник-приёмник. При этом амплитуда продольной волны заметно больше амплитуды обменной поперечной, и, как уже было замечено выше, важнейшей задачей является выделение сигнала обменной волны на фоне остальных, в том числе шумов различного происхождения.

Таблица 1. Время запаздывания поперечной волны, измеренное в секундах, как функция глубины границы обмена и параметра луча для модели IASPEI91

 

h, км	медленность, сек/град
	4.4	4.8	5.2	5.6	6	6.4	6.8	7.2	7.6	8	8.4
40	4.78	4.79	4.82	4.84	4.86	4.89	4.91	4.94	4.97	5.01	5.04
120	12.91	12.98	13.05	13.13	13.22	13.32	13.42	13.54	13.67	13.81	13.96
200	21.11	21.23	21.36	21.5	21.66	21.83	22.02	22.23	22.46	22.72	22.99
280	29.36	29.53	29.72	29.94	30.17	30.43	30.72	31.03	31.37	31.75	32.17
360	37.43	37.67	37.93	38.22	38.54	38.89	39.28	39.7	40.17	40.69	41.27
410	42.39	42.67	42.98	43.31	43.69	44.0	44.56	45.07	45.63	46.24	46.93
440	45.21	45.51	45.85	46.22	46.63	47.09	47.59	48.15	48.77	49.46	50.22
520	52.56	52.93	53.35	54.65	54.33	54.9	55.54	56.25	57.04	57.92	58.91
600	59.66	60.12	60.62	61.19	61.82	62.52	63.31	64.18	65.16	66.27	67.53
660	64.85	65.37	65.94	66.59	67.31	67.90	69.02	70.04	71.18	72.48	73.97
680	66.46	66.99	67.59	68.27	69.03	69.88	70.83	71.9	73.11	74.5	76.1
760	72.69	73.32	74.04	74.84	75.75	76.77	77.93	79.24	80.76	82.53	84.66
840	78.78	79.51	80.35	81.29	82.36	83.56	84.95	86.54	88.4	90.64	93.49

 

3.3 Алгоритм выделения обменной  волны

Алгоритм выделения обменной волны из общей записи сейсмического события включает в себя следующие шаги: частотная фильтрация, поворот координатных осей, деконволюционная фильтрация, вычисление P-приёмной функции для каждого отдельного события, получение СТЕКа. Рассмотрим данные шаги более подробно:

• Частотная фильтрация

Исходные записи необходимо профильтровать как в высоких, так и в низких частотах. Высокочастотная фильтрация проводится для устранения эффектов случайного рассеяния на неоднородностях, а низкочастотная в связи с тем, что низкие частоты понижают разрешающую способность. Как правило, диапазон периодов, с которыми происходит работа, составляет от 2 до 10 секунд.

• Поворот координатных осей.

Исходные трёхкомпонентные сейсмограммы записаны в системе координат ZNE, где координаты N и E соответствуют направлениям на север и восток соответственно в горизонтальной плоскости, а Z – вертикальная координата. Данную координатную систему преобразовываем в систему координат LQT. Преобразование координат происходит следующим образом: оси N и E поворачиваются в горизонтальной плоскости на угол, равный азимуту прихода продольной P волны, образуя оси R и T, где R – радиальная компонента, направленная от эпицентра землетрясения к сейсмическому приёмнику, T – тангенциальная компонента, перпендикулярная осям R и Z. Так как поворот координат N и E происходит в горизонтальной плоскости, то и координаты R и T также являются горизонтальными. В изотропной среде отсутствуют колебания компоненты T, поэтому в дальнейшем можно рассматривать только две компоненты записи – вертикальную Z(t) и радиальную R(t).

Затем, для наилучшего выделения сигнала обменной поперечной волны, путём математических преобразований, выполняется ещё один поворот осей на угол, равный углу падения P-волны на свободную границу, таким образом, чтобы ось Z лежала в плоскости луча и совпала с направлением поляризации Р–волны. Данное направление теперь назовём осью L. Тогда ось Q, перпендикулярная L, также лежит в плоскости луча, причём её горизонтальная проекция положительна в направлении от источника.

Направления осей L и Q совпадают с направлениями собственных векторов ковариационной матрицы, вычисляемой по колебаниям на исходных осях Z и R. Коэффициенты ковариаций рассчитываются на временном интервале, равном эффективной длительности Р-волны, то есть тому времени, в течение которого в ней продолжаются сильные колебания. Собственные векторы ковариационной матрицы определяют направления осей эллипса, описываемого частицей в Р-волне, а собственные числа определяют энергию смещения в этих направлениях. Главному направлению движения частиц в Р-волне соответствует максимальное собственное значение ковариационной матрицы: