Антарктида - Николай Грушинский

Сейсмичность. Сейсмические методы исследований

До начала Международного геофизического года, т. е. до 1956 г., в южных полярных областях никогда не проводились сейсмические наблюдения. В 1956 г. начала работать сейсмостанция Мирный, в 1957 г. – Оазис Бангера, с 1962 г. – станция Новолазаревская. В это же время был организован ряд сейсмостанций других стран. Работают сейсмостанций на всех основных обсерваториях в Антарктиде: Мак-Мердо, Литл-Америка, Уилкс, Сева, Дюмон-Дюрвиль и др.

В задачи работы этих станций входят изучение сейсмичности континента и окружающих акваторий, исследование строения земной коры Антарктиды, наблюдение за микросейсмами и объяснение их природы, наконец, изучение динамических процессов в ледниковом покрове Антарктиды. Это задачи стационарных сейсмических работ. Кроме того, сейсмические методы применяются для измерения толщины льда и изучения геологических структур. Но это несколько иной аспект. На нем остановимся позже.

По длительным стационарным наблюдениям в Антарктиде установлены два интересных факта.

Антарктида – континент асейсмический. Она представляет собой древнюю консолидированную платформу, так называемый кратон, в котором устоялись все тектонические процессы и нет оснований ожидать сейсмической активности. Было зарегистрировано несколько незначительных землетрясений. Наиболее крупное произошло 15 октября 1974 г. в Трансантарктических горах вблизи побережья моря Росса. Его магнитуда была 4,9, глубина очага 33 км, т. е. это мелкофокусное землетрясение. Вблизи этого места находится и упоминавшийся ранее вулкан Эребус, извержение которого наблюдал в январе 1841 г. Джеймс Росс.

В 1982 г. 4-го ноября было зарегистрировано значительное землетрясение на самом континенте, на Земле Королевы Мод, в 1200 км от побережья в точке с координатами 81°20 ю. ш. и 37° в. д. Магнитуда его-4,5. Точность определения положения эпицентра ±10 км. В районе эпицентра толщина льда достигает 3000 м, а высота подледного ложа около 500 м. Землетрясение зарегистрировано пятью станциями в Антарктиде и четырьмя внешними. Явление это для Антарктиды уникальное. Однако аналогичное землетрясение было зарегистрировано в сентябре 1983 г. Эпицентр этого землетрясения расположен в 200 км от береговой линии Земли Уилкса. Магнитуда 4,5. Таким образом, заключение об асейсмичности, возможно, преждевременно.

Сейсмический пояс Антарктики приурочен к зонам альпийской молодой складчатости, расположенной далеко в океане вокруг Антарктиды. Этот пояс соединен с главными сейсмическими поясами земного шара. Так, от о. Маккуори к западу Тихоокеанский сейсмический пояс соединяется через Австрало-Антарктическое поднятие с сейсмическим поясом Индийского океана и далее, через Африкано-Антарктический океанический хребет с Атлантическим сейсмическим поясом. Наличие эпицентров землетрясений между Южно-Антильским и Африкано-Антарктическим хребтами (о-ва Буве, Южные Сандвичевы) указывает на связь Тихоокеанского и Атлантического сейсмических поясов. Юго-западная часть Тихоокеанского пояса соединяется через Южно-Тихоокеанский хребет с Южно-Американским сейсмическим поясом. Так что асейсмичная Антарктида окружена активным сейсмическим поясом. В этом можно усматривать проявление процесса раскола Гондваны. Сейсмические пояса одновременно являются областями разрастания океанического дна и раздвижения литосферных плит.

Наблюдения за скоростями прохождения сейсмических волн далеких землетрясений и их отражениями от различных плотностных горизонтов позволяют вычислить мощность земной коры.

Под континентами на глубине 30–40 км скорость распространения продольных упругих волн, возникающих от землетрясений или искусственных взрывов, изменяется скачком от 7–7,5 до 8–8,5 км/с. Под океанами это явление наблюдается на глубинах от 3 до 15 км. Соответственно здесь изменяется и плотность горных пород от 2,7–2,9 до 3–3,3 г/см3. Эта область названа границей Мохоровичича – по имени югославского геофизика, впервые обнаружившего и истолковавшего данное явление. Границу Мохоровичича, или, как часто говорят, границу Мохо, считают границей земной коры. Глубже начинается верхняя мантия. На основании многочисленных наблюдений за далекими землетрясениями на антарктических сейсмостанциях определена средняя мощность коры. Для Восточной Антарктиды она оказалась около 30–40 км, для Западной получен большой разброс значений – от 8 до 20 км. Далее мы особо остановимся на строении земной коры Антарктиды, полученном методами комплексирования глубинного сейсмического зондирования и гравиметрии.

Подчеркнем большую роль стационарных сейсмостанций в изучении микросейсм, т. е. малых колебаний почвы, связанных с целым рядом причин.

В период весеннего таяния льда при сильных ветрах возникают короткопериодные микросейсмы – сезонные явления. В то же время длиннопериодные микросейсмы наблюдаются круглогодично – они связаны с атмосферными возмущениями, происходящими за внешней кромкой льдов. В основном микросейсмы сопутствуют штормовой погоде с ветрами, дующими в сторону берега. Таким образом, микросейсмы связаны с погодными условиями и указывают на циркуляцию атмосферы в различных областях над океаном. Короткопериодные микросейсмы появляются также при подвижках льда, отколах айсбергов, разрывах ледников. Эти микросейсмы дают ценную информацию для изучения динамики ледового покрова.

В Антарктиде широко применяется метод сейсморазведки, основанный на изучении распространения упругих волн при искусственных взрывах. По отраженным от подледного каменного ложа волнам он позволяет определить толщину льда, а также глубины залегания других горизонтов. Для небольших глубин при определении толщин льда применяется метод отраженных волн (MOB) или корреляционный метод преломленных волн (КМПВ). Для изменения глубины залегания переходного слоя от коры к мантии – поверхности Мохо – используется так называемый метод глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ). Все эти методы связаны с мощными взрывами, когда происходит сильное сотрясение почвы. Взрывная волна распространяется в земле со скоростью, зависящей от плотности пород. Чем плотнее породы, тем больше скорость. При переходе через границы плотностей происходят частичное отражение и частичное преломление волн. Приемник на поверхности земли может зарегистрировать момент прихода волны и ее скорость. Тогда можно рассчитать длину пройденного волной пути и глубину до поверхности, от которой произошло отражение. Волна, возбужденная на поверхности льда, распространяясь через него со скоростью v, отразится от поверхности коренных пород, на которых залегает лед. Так мы узнаем толщину льда. Далее, распространяясь в глубь коры, волна отразится от границы перехода гранитного слоя к базальтовому и, наконец, от поверхности Мохо. Однако этот метод в условиях Антарктиды встречает много трудностей, и его применение весьма ограниченно. Сейчас широко используются радиолокационные методы измерения толщин льда, а применение для этой цели сейсмического метода отраженных волн теряет свою значимость, так же как потерял ее и гравиметрический метод.