10. Определение изменений силы тяжести

во времени

Временные изменения силы тяжести выявляют из повторных измерений. Для этого необходима высокая точность щtблюдений, а частота повторений должна быть согласована со скоростью (периодом) изменения силы тяжести (разд. 3.4).

Для мониторинга долгопериодических изменений в исследуемом районе создают

прецизионные гравиметрические сети; измерения в таких сетях выполняют абсо­

лютными и относительными гравиметрами, для мониторинга сравнительно ко­

роткопериодических изменений используют гравиметр с системой непрерывной

регистрации (регистрирующие гравиметры) (разд. 10.1). Локальные возмущения

ВЬ/ЗЫВаЮТСЯ вариаЦИЯМИ атмосферНОГО давлеНИЯ, урОВНЯ ПОДЗеМНЫХ ВОД И ВЛаЖ-

.ности почвы, а также техногеиными перемещениями масс; при регистрации и

описании подобных явлений отмечаются лищь отдельные успехи (разд. 10.2). Не­

прерывное слежение за силой тяжести позволяет изучать гравиметрические зем­

ные приливы и другие глобальные периодические эффекты; изучение этих

изменений проводится сейчас весьма успещно (разд. 10.3). Изменения силы тяже­

сти геодинамического происхождения обнаруживают в различных районах по на­

блюдениям в локальных и региональных гравиметрических сетях. Основная цель

при этом состоит в мониторинге изменений высоты пунктов; воссоздать точный

характер этих изменений часто бывает трудно. В будущем станет возможным

изучение долговременных глобальных эффектов, причем абсолютные определе­

ния будут сопровождаться мониторингом силы тяжести (разд. 10.4). Глубокие исследования в области измерений гравиметрических приливов и их анализа про­ водил Мельхиор [451]; современное состояние изучения неприливных вариаций

силы тяжести описано Буланже [82]. Биро [49] рассматривает связь между вре­ менными изменениями силы тяжести и высоты, а Торге [697] исследует эффек­

тивность методов гравиметрии для слежения за современными вертикальными

движениями.

10.1.Приборы и методы измерений

10.1.1.Прецизионные гравиметрические сети

Долговременные изменения силы тяжести глобального, регионального и локаль­ ного характеров можно выявлять повторными измерениями с абсолютными и/

или относительными гравиметрами в прецизионных гравиметрических сетях.

Из-за сильной взаимной зависимости изменений силы тяжести и высоты грави­ метрические пункты должны быть привязаны к реперам высотной геодезической

здесь "'= (27Г/1)- круговая частота, Т- период; А= ..Ja2 + Ь2 - амплитуда;

<Р = (arctg Ь/а)- начальная фаза волны v. До сих пор уверенно определяется лишь линейный член полинома, поскольку эпохи наблюдений пока немного­

численны.

Функциональное моделирование часто не приводит к оптимальному результа­ ту [701], поскольку остаточную корреляцию между временными изменениями си­ лы тяжести не удается описать простыми функциями. При большом числе

измерений с удачным пространствеино-временным распределением можно опре­

делить остаточные вариации методом среднеквадратического предсказания. Это соответствует статистической модели представления поля [352].

При предсказании основная трудность состоит в определении эмпирических ковариа­ ций для остаточных изменений og. По аналогии с (2.83) их вычисляют пространствеино­

временным осреднением и аппроксимируют экспоненциальной моделью (в предположении стационарности, однородности и изотропности), например, в виде

(10.2)

где s - расстояние между пунктами; D.t- время между эпохами наблюдений; К- пара­ метр, зависящий от расстояния и времени и обеспечивающий пространствеино-временную изотропность. Теперь по аналогии с (2.89) можно вычислить изменения силы тяжести для любой точки поверхности и на любую эпоху. Если же известны и изменения высоты, то

можно вычислить взаимную ковариацию между изменениями высоты и силы тяжести и

выполнить предсказание методом среднеквадратической коллокации в соответствии с

разд. 4.2.3.

Рисунок 10.1 иллюстрирует автоковариационную функцию аномалий силы тяжести для гравиметрического профиля в Северной Исландии. Эта функция была определена для

интервала времени в общей сложности 16 лет по измерения~ на 140 пунктах с промежут­

ками 1 год и 5 лет и при расстояниях между пунктами от О, 1 до 1 км, из результатов

вычиталось среднее значение [349]. После уравнивания получено К = 0,5; эта величина

определена как отношение расстояний корреляции 1,75 км (по оси профиля) и 3,5-года (по

оси времени). Для данного профиля ковариационная функция представляется формулой

COV (Og, og) = 0,65 ехр (- 0,40 (s;м + 0,5!J.t;eт)112) МКМ ·С- 2•

Рис. 10.1. Простравствсвно-времеtшая автоковариашюtшая фуtiКШIЯ IПMCIJCIIIIii с11лы тяжсспt о.~ (llo ре1ультатам 11овторных tпмереtтй 11а гравимстrнtчсском 11рофttлс н Сенсрtюй ИcmtiJJIIIII)

[349].

10.1.2.Гравиметравые системы с непрерывной регистрацией:

основные принципы

Гравиметр, работающий в режиме непрерывной регистрации, должен иметь сле­

дующее:

-достаточно высокое разрешение (желательно не хуже 10 нм·с- 2);

-высокую кратковременную стабильность, а если возможно, то и долговременную (малый дрейф);

-надежную защиту от изменений температуры и атмосферного давления;

-электрический выходной сигнал.

Регистрирующая гравиметрическая система содержит такие главные части

[759]:

-гравиметр;

-низкочастотный фильтр;

-блок регистрации;

-блок времени (часы).

Большинство известных систем основано на пружинных гравиметрах с ем­

костным индикатором положения рычага (разд. 10.1.4). Более высокое разреше­ ние и временная стабильность свойственны сверхпроводящим гравиметрам

(разд. 10.1.5).

Для записи измерительной информации в память все больше применяют ци­ фровую регистрацию. Для этого необходимы аналого-цифровой преобразователь

(1216 бит, 1 - 10 нм·с- 2/мВ) и мощный микрокомпьютер. Цифровая обра­

ботка обеспечивает большую плотность записи информации (например, с интер­ валами 1 или 10 с), позволяет выполнять предварительную обработку (исключение выбросов и скачков, интерполяцию при пропуске отдельных измере­ ний), цифровую фильтрацию для ослабления влияния возмущений (микросейсм)

и выделения полезного сигнала (например, осреднение за 10 или 60 с), моделиро­

вание (вычисления дрейфа и регрессий), а также обеспечивает вывод информации в удобной форме (например, средние за 10 мин или 1 час при регистрации прили­

вов) на магнитные диски или ленту. Компьютер можно также использовать для анализа данных (например, вычисления величин приливных изменений). Часто ко входу блока регистрации подключают электронный фильтр (временное запазды­

вание 1020 с). Для временной привязки гравиметрических данных обычно до­ статочны небольшие кварцевые часы, ход которых контролируют по

радиосигналам времени. На рис. 10.2 приведена принципиальная схема гравимет­

равой системы с цифровой регистрацией.

До недавнего времени широко использовались аналоговые регистрирующие

устройства (разрешение около 2 мм/1О нм ·с- 2 , скорость движения бумажной

ленты 2 см/ч, часовые метки времени) (рис. 10.3). После сглаживания получен­ ной кривой наблюдателем (эффект фильтрации) результаты с шагом 1 ч перево­ дятся в цифровую форму с помощью дигитайзера. Такой метод требует много ручной работы, кроме того, при сильных деформациях бумаги из-за изменения влажности необходимы частые проверки и учет поправок. Однако аналоговая запись позволяет эффективно контролировать результаты во время наблюдений, и потому во многих цифровых регистраторах имеется и аналоговый вывод.

Рис. 10.2. Схема гравиметрической цифровой регистрируюшей системы.

Основное возмущающее воздействие при регистрации силы тяжести оказыва­

ют микросейсмы, а также вариации давления и температуры воздуха. Конструк­

тивные требования, предъявляемые к гравиметрам (демпфирование, герметичный корпус, термостат), были перечислены ранее (разд. 6.3.5). Помимо этих требова­ ний и внешней фильтрации (аналоговой и/или цифровой) рекомендуется следую­

щее [706]:

-выбирать пункт с минимальными микросейсмами, твердым покрытием для установки прибора и малыми колебаниями температуры. Хорошим местом для наблюдений служат фундаменты массивных зданий. При дополнительной тепло­

изоляции суточные изменения температуры < О, 1°, а при термостатировании прибора < 0,01 °. Целесообразно размещать гравиметр и блок регистрации в раз­

ных помещениях;

- уменьшать колебания температуры в гравиметре, особенно в приборах, чув­ ствительных к таким колебаниям, с помощью электронной системы стабилиза-

74 12 02 74 12 03

Рис. 10.3. Заnись nриnивного изменения силы tяжести, nолученная с гравнметром Ла Кост<J­ Ромберга G298 (Институт геодезин, Ганновер).

термостатов;

-регистрировать температуру (±0,01 °С) и давление воздуха (±0,1 ГПа) для последующей цифровой обработки с целью определения регрессионных зависимо­

стей; следует всегда приводить результаты к стандартному атмосферному давле­

нию (разд. 10.2.1).

И, наконец, особенно важно обеспечить постоянное и непрерывное электро­ питание всех блоков гравиметра. При нарушениях основного питания темпера­

турный режим некоторое время может поддерживаться, если источник питания

подключен к прибору через аккумуляторы со стабилизацией напряжения. Авто­ номный источник перемениого тока также обеспечит работу гравиметра с непре­

рывной регистрацией.

10.1.3.Калибровка гравиметров с неnрерывной

регистрацией

Преобразование входного сигнала x{t) измерительной системой (гравиметр, ана­ логовый фильтр, блок регистрации) описывается выражением [759]

где bg(t)- изменение силы тяжести, y{t)- регистрируемый выходной сигнал,

следуют из комплексной частотной характеристики (передаточной функции

системы) H(UJ), которая представляет собой преобразование Фурье функции h(т)

(разд. 7.2.2):

p(UJ)

Калибровка системы гравиметра с непрерывной регистрацией предусматрива­

ет следуюшее:

-определение масштабного коэффициента Е (им· с- 2/ед. кода, нм ·с- 2/мм) для

преобразования показаний прибора в единицы силы тяжести;

- определение передаточной функции (зависимость демпфирования D амплиту-

его результаты зависят от точности известных параметров, которые определены

по многолетним наблюдениям с гравиметрами Аскания; при этом нельзя исклю­

чить расхождений до 0,50Jo с данными других абсолютных методов калибровки

[146, 167].

В некоторых особых случаях пользуются другими методами калибровки.

Масштабный коэффициент можно определить на вертикальном лабораторном кали­ бровочном базисе (например, высотой 1 м) при условии, что приращение силы тяжести на базисе было измерено калиброванными гравиметрами или вычислено с учетом распре­

деления масс здания (±0,3- 0,50Jo) [65].

Представляют интерес новые абсолютные методы калибровки [31]. При калибровке методом дополнительных масс внешние массивные тела располагают различным образом

относительно гравиметра и регистрируют соответствующие смещения пробной массы гра­ виметра [245]. Предложены следующие варианты пополнительных массивных тел: шар (недостаток: деформируется основание и наклоняется столб, на котором установлен при­

бор) и тор, перемешаемый по вертикали (преимущество: столь массивное тело можно раз­ мещать совсем близко к чувствительному элементу). При калибровке по ускорению

гравиметр совершает колебания по вертикали по синусоидальному закону с заданной ам­

плитудой и частотой. При экспериментальных исследованиях (амплитуда 2 см, период

2001000 с) гравиметр Ла КостаРомберга был калиброван с ошибкой ±0,20Jo [578]. Полагают, что точность обоих методов составляет О, 1% и выше, поэтому после тщатель­

ного исследования их планируют применить к сверхпроводящим гравиметрам

(разл. 10.1.5).

Масштабный коэффициент регистрирующей системы можно также определить по до­

статочно длительным одновременным измерениям гравиметром с непрерывной регистра­

цией и абсолютным гравиметром, сравнивая выходные сигналы, вызванные приливами.

При современной точности абсолютных измерений такой метод позволит выполнить ка­

либровку лишь с ошибкой около 1%.

У всех гравиметров с непрерывной регистрацией во вреl9iя работы необходимо

контролировать повторной калибровкой зависимость масштабного коэффициен­

та от времени. Масштабный коэффициент линейных (неастазированных) систем

(гравиметры Аскания) остается неизменным в течение длительного времени, поэ­

тому достаточна ежемесячная относительная калибровка [146]. Чувствитель­

ность астазированных гравиметров (Ла Коста - Ромберга и других) является

функцией угла наклона (разд. 6.2.2). Относительное изменение чувствительности и соответственно масштабного коэффициента при изменении наклона, согласно

Е

Вполне возможно, что за несколько недель угол наклона изменится на несколько угловых секунд; при чувствительности современных гравим·етров это приведет

к изменению масштабного коэффициента на несколько процентов. Поэтому необ­

ходимы частая относительная калибровка (один или два раза в неделю) и учет

изменений масштабного коэффициента со временем (интерполяция). График на

рис. 10.4 иллюстрирует изменения масштабного коэффициента гравиметра Ла Коста - Ромберга, установленного на временной земноприливной станции. Если применяется система обратной связи (разд. 6.3.3), с которой непрерывно осу-

-~~~··

Рис. 10.4. Наблюденные и интерnолированные значения масштабного коэффиuиента для гравиметра Ла Коста - Ромберга G298 на земноnриливной станuии Маракайбо (Венесуэла) [22].

ществляется нулевой метод измерений, то величина масштабного коэффициента не будет зависеть от наклона и поверку можно выполнять реже (примерно раз

в месяц) [577].

Передаточная функция гравиметравой системы с непрерывной регистрацией

определяется передаточными функциями ее составных частей. Передаточную

функцию гравиметра можно получить по его реалагической модели, которую

представляют совокупностью тел Кельвина (сочетание упругого тела Гука и вяз­

кого тела Ньютона). Высокочастотные перемещения демпфируются, а на долго­

периодические движения система реагирует как упругая. Для линейных

(неастазированных) гравиметров можно составить приближенные реологические модели [714]. Для астазированных систем возникают существенные трудности. Однако их передаточную функцию можно определить эмпирически по записи от­

клика системы на входной сигнал, возникающий при коротких последовательных

подстройках измерительного винта (функция отклика на ступенчатое изменение входного сигнала). На основании (10.3) весовую функцию h(т) можно получить для данной импульсной функции х численным дифференцированием функции у отклика на импульс (рис. 10.5) [759]. Последующее преобразование Фурье позво­

лит получить передаточную функцию, амплитудную и фазовую частотные харак­

теристики, см. (10.6) - (10.8).

В короткопериодической части спектра припивных вариаций (в пределах одних суток) коэффициент демпфирования линейных гравиметров равен 1,000, а фазовый сдвиг около

h (т)

10-1

10-4

-1

-2

-3

Рис. 10.6. Дрейф гравиметраЛа КостаРомберга G298 на земноприливной станции Маракайбо [22].

удерживается в нулевом положении. Прибор полностью автоматизирован, имеет

аналоговую и цифровую (на магнитной ленте) регистрацию. Электронные систе­

мы обратной связи, разработанные в 1980-х гг., подключаются к обкладкам кон­

денсатора в емкостном индикаторе положения рычага; их можно установить в

гравиметрах Ла Каста - Ромберга моделей G, D и ЕТ, а также в гравиметрах Геодайнемикс (разд. 6.3.3).

Регистрирующая система с почти линейной характеристикой была создана Гаррисо­ ном и Сато [273]; в приборах, в которых нулевое положение рычага находится примерно посередине между обкладками конденсатора, они применили два напряжения смещения. Большое отклонение от такого положения можно компенсировать с помощью системы SRW, созданной в Геодезическом институте Ганновера. Систему можно разместить в кор­ пусе гравиметра. Она может стать мощной регистрирующей системой, если ее дополнить цифровым вольтметром, микрокомпьютером НР 9816 (для регистрации, калибровки, ци­ фровой фильтрации данных, поступающих с шагом 1 с, расчета теоретического прилива, оценки дрейфа, уравнивания припивных параметров) и блоком записи информации на дис­ кете [569]. На рис. 10.8 приведен общий вид такой системы. В Национальном географиче­

ском институте (Брюссель) разработан цифровой блок сбора и обработки данных,

предназначенный для полевых измерений (разд. 9.2.2); этот блок можно также использо-

Рис. 10.7 (левый). Приливный гравиметр ЛаКостаРомберга ЕТ: гравиметрическ11й датчик (спра­ ва), блок управления и регистратор (фирма La Coste and Romberg lnc., Осп1н, Техас).

350 Глава 10

вать для автоматической регистрации информации (в теЧение lO сут) при наблюдениях

приливных вариаций силы тяжести (время интегрирования 60 с). Фирма Ла Коста - Ром­

берг предложила линейную электронную систему обратной связи (диапазон 30 мкм ·с- 2 ,

габариты 15 х 23 х 13 см, вес 2,5 кг), которая непрерывно осредняет первичные данные и выдает величины, сглаженные на 10-минутных интервалах [728].

В Ламонтской обсерватории Колумбийского университета (Нью-Йорк) разработан ге­

офизический океанский донный прибор для одновременной регистрации гравиметрических

и океанских приливов, донных течений и температуры в открытом океане (продолжитель­

ность непрерывных наблюдений 5 - 6 мес). Проведены успешные наблюдения на глуби­ нах до 4 км [71]. Гравиметр (высота 15 см) содержит чувствительную систему с пробной

массой, подвешенной на вертикальной пружине (резонансная частота 2 Гц), и емкостным

устройством индикации. При диапазоне измерений 10 мкм ·с- 2 и времени интегрирования 200 с разрешение прибора составляет 3 нм ·с- 2 • Системой управляет микропроцессор, она

имеет температурную стабилизацию ( ± 0,02 °С), карданов подвес и сильное демпфирова­

ние; система непрерывно ориентирована по отвесной линии.

Точность регистрирующих гравиметрических систем определяется следующи­ ми факторами:

-разрешающей способностью системы и ее стабильностью во времени;

-защищенностью от воздействия микросейсм, вариаций давления и температу-

ры воздуха;

-качеством калибровки;

-удачным выбором пункта наблюдений (уровень микросейсм, стабильность

основания, изменения температуры, источник питания).

Для оценки точности можно использовать следующее:

-среднеквадратические уклонения результатов измерений (как правило, ежечас­ ных результатов земноприливных наблюдений);

-среднеквадратические уклонения полученных земноприливных параметров

(разд. 10.3);

-сравнение результатов (параметров земных приливов) по разным приборам на

одном и том же пункте;

-сравнение результатов, полученных одной и той же измерительной системой

на разных пунктах.

Результаты оценки точности зависят от учета изменяющихся во времени фак­

торов (земных приливов, изменения давления воздуха, дрейфа гравиметра), моде­

ли, принятой при уравнивании, а также от надежности выявления

систематических ошибок (например, ошибок калибровки). Выполнены многочис­

ленные исследования на различных приливных станциях и с разными гравиметра­

ми [454]. По данным для 215 станций в работе [120] сделана попытка оценить результаты земноприливных наблюдений точностными характеристиками. В за­

ключение можно сделать следующие выводы:

-наивысшей точностью обладают астазированные гравимеТры с электронной

системой обратной связи; - цифровые регистрирующие системы позволяют получить более высокую точ­

ность, чем аналоговые; это достигается за счет более высокой плотности записи информации и большей гибкости таких систем; - условия работы на станции в основном определяются стабильностью пункта

(устойчивостью к наклонам) и постоянством температуры;

Клеммы

электронных

Стойка

Сосуд

Дьюара

Жидкий

гелий

Пробная масса и обкладки

емкостн.датчика

Катушки

7J~~~;;~~~~~~~;;-Подставка

/ сосуда Дьюара

Рис. 10.9 (левый). Устройство сверхпроводяшего гравнмстра GWR (фнрма GWR-lпstrшneпt~, Сан-Д!t­ его, Калифорния) [560].

Рис. 10.10 (правый). Сверхпроводяший грав1tметр GWR <:гравиметрическим датч1tком в сосуде Дыоа­ ра, помешенный на стойке, а также компрессор и <:истема регистрации данных (фотография

фирмы GWR-lпstrumcnts, Сан-Диего, Калифоршtя).

для нивелирования системы (положение, при котором чувствительность к накло­ ну равна нулю) (разд. 6.3.4).

Сверхпроводящий гравиметр GWR создан фирмой GWR-Instгuments, Сан-Диего, Кали­ форния (ныне выпускается модель ТТ70). Основными его элементами являются блок гра­

виметрического датчика (диаметр 0,5 м, высота 0,65 м, вес 80 кг) с блоком электроники, два криогенных наклономера с электронными схемами, 200-литровый сосуд Дьюара (диа­ метр 0,6 м, высота 1,6 м, вес 140 кг) с индикатором уровня гелия и устройством для его пополнения (рис. 10.10). Дополнительная система компенсации учитывает малые измене­ ния наклона пилонов, точность наклономеров О, 1 мкрад. Из-за постепенного испарения

гелия его приходится пополнять примерно каждые два месяца; дополнительное охлажде­

ние с помощью криогенного генератора может продлевать срок до года и более.

Для абсолютной калибровки системы предложен метод дополнительной мас­ сы (±О, 1OJo ). Кроме того, масштабный коэффициент можно контролировать, вы­ полняя одновременно наблюдения с калиброванным пружинным гравиметром либо испытаниями на фундаментальной земноприливной станции в Брюсселе. Перспективным оказался метод калибровки по дополнительному ускорению (разд. Вре.менную стабильность масштабного коэффициента можно не­

прерывно контролировать встроенной электростатической системой.

С помощью стального шара, наполненного ртутью (325 кг), помещаемого на расстоя­ нии 25 - 50 см от гравиметра, удалось выполнить калибровку с точностью ±0,20Jo [750]. В Институте прикладной геодезии (Франкфурт-на-Майке) при калибровке по дополнитель­

При регистрации данных в качестве выходного сигнала можно использовать напряжение в контуре обратной связи, либо неотфильтрованное, либо после элек-

N

'~[

%

~

105 сут

Рис. 10.11. Дрейф сверхпроводящего гравиметра GWR. Сверху ввИl: выходной сигна,, гравиметра; СIIГ­ нал, исправленный за приливвые изменения силы тяжести; вариации атмосферного давле­ ния; сигнал после исключения влияния земных приливов и 1омевевий атмосферного давлення (фирма GWR-lnstruments, Сан-Диего, Калифорния).

тронного фильтра. Последующая цифровая фильтрация позволяет применять любые алгоритмы с известными характеристиками и без фазовых задержек

(разд·. 10.1.3).

В приборе Института прикладной геодезии (Франкфурт-на-Майне) фильтрация земно­

приливных наблюдений вызывает демпфирование колебаний с периодами < 30 с (времен­

ная задержка 1020 с); при модовой фильтрации усиливаются колебания с резонансными частотами собственных колебаний Земли и одновременно демпфируются

колебания всех других областей спектра. После фильтрации приливный сигнал записыва­

ется в цифровой форме, интегрируется за 1 с и используется в качестве входного сигнала при вычислениях скользящего среднего с окном в 10 измерений. Блок регистрации с про­ цессором обрабатывает сигнал гравиметра, записывает и учитывает изменения атмосфер­ ного давления, температуры, наклона, а также осуществляет привязку ко времени. После ввода средних за 10 с в массив данных информация периодически записывается на дискеты и становится таким образом пригодной для окончательной обработки (например, величи­ ны для каждого часа) на главном компьютере.

Сверхпроводящие гравиметры уже несколько лет постоянно используются в ряде институтов (Калифорнийском университете, Институте прикладной геодезии во Франкфурте-на-Майне, Бельгийской королевской обсерватории в Брюсселе). Их основным назначением является изучение долгопериодических припивных из­

менений силы тяжести, движения полюса и тектонических процессов, в частнос­ ти, как предвестников землетрясений [160, 230, 559]. Относительно точности и

временной стабильности имеющийся опыт позволяет заключить следующее:

-после учета поправок за припивные вариации силы тяжести и движения полю­

са результаты измерений сильно коррелированы с атмосферным давлением

(рис. 10.11) (разд. 10.2.1);

- после учета атмосферного давления начинает проявляться дрейф; в начале ра­ боты гравиметра он экспоненциально уменьшается в течение нескольких месяцев;

Деформационный эффект, вызванный нагрузкой атмосферных масс, проявля­

ется через смещение притягиваемой точки по вертикали и результирующий де­

формационный потенциал. Для сферической Земли величина этого эффекта

определяется сверткой нагрузочной функции Грина для заданного распределения атмосферной нагрузки по поверхности Земли (разд. 3.4.3); такой подход аналоги­

чен определению океанских нагрузочных приливов. Если нагрузка воздействует

на небольшую площадь, то основную роль играет гравитационный эффект. При увеличении размеров эффективного слоя воздушных масс увеличивается деформа­

ционный эффект, знак которого противоположный. Модельные вычисления пока­

зывают, что осредненная по времени величина неприливных атмосферных

влияний на величину g составляет - 3,Оор (нм ·с- 2), где ор в ГПа [652].

Таким образом, изменения атмосферного давления влекут временные измене­

ния силы тяжести; амплитуда быстрых изменений может достигать нескольких

нм· с- 2 , максимальные изменения за несколько дней могут составить 200 нм·с- 2 ,

а сезонные - до 30 нм· с- 2 • Быстрые изменения оказывают основное влияние

при регистрации земных приливов, а более длительные - при изучении тектони­ ческих изменений силы тяжести с абсолютными ·гравиметрами и гравиметрами

с непрерывной регистрацией силы тяжести.

Для вычисления гравиметрической редукции за атмосферное давление можно либо использовать регрессионную зависимость, либо вычислять нагрузку по мо­

дели изменения давления. Стандартная регрессионная зависимость (редукция)

где ор - местное изменение давления (ГПа), как правило, уменьшает остаточные

ошибки до < 1020 нм·с- 2 (разд. 9.2.3). Определение регрессии по абсолют­

ным измерениям силы тяжести и земноприливным записям дало коэффициент

регрессии в пределах 2 - 4 нм·с- 2/ГПа [707, 713] (рис. 10.12). Такое определение

локальной регрессии может оказаться предпочтительным, поскольку одновремен­

но учитываются местные особенности и остаточные инструментальные эффекты. Кроме того, модель может учитывать особенности временного хода атмосферно­

го давления [160]. При требуемой точности порядка нм·с- 2 необходимо иметь

в виду, что наблюдаемые изменения Сhлы тяжести зависят от величины, протя­

женности, района аномалии давления и характера ее изменения с течением време­

ни; таким образом, коэффициент регрессии становится функцией частоты и времени [560]. Следовательно, редукции необходимо вычислять по модели, кото-

Рис. 10.12. Регрессионная зависимость. связывающая атмосферное давление с ре"Jультатами абсолют· ных юмерений силы тяжести; абсолютный гравиметр Jl LAG-3, nункт Ганнавер [712].

10:10} СоотношениА

20: 1О пористости 1: 11

30:15

Рис. 10.i3 (левый). Заnись nоказаний сверхnроводящего гравиметра GWR и количество выnавших осал­

ков [230].

Рис. 10.14 (nравый). Измеренные изменения силы тяжести (доверительный интервал 9007о) на мысе

Каn-Пеле (Нью-Брансуик, Канада); двумерная модель изменения уровня грунтовых вол <.: весны no осень 1975 г. и nриливные изменения масс воды; изменения силы тяжести nри ра]­ личной nористости nород для разных соотношений nористости nород в районах l и ll. На­

илучшее согласование между измеренными и модельными величинами достигается nри от­

ношении 30:12 [399].

(рис. 10.13); сезонные изменения (грунтовые воды) <50- 100 нм·с- 2• Вычисле­

ния по моделям дают хорошую сходимость с измерениями лишь для простых

гидрологических ситуаций.

В песчаных формациях с простой структурой и моделью в виде пластины Буге (см.

выше) получена хорошая сходимость значений месячных изменений (50 нм· с- 2 ) прираше­

ний силы тяжести, полученных из измерений и вычисленных по данным о влажности по­

чвы и уровне грунтовых вод [430]. Оказались успешными вычисления корреляции по

сглаженным данным о дождевых осадках и об уровне воды в скважинах для осадочных

пород в Южной Калифорнии (максимальное изменение 800 нм· с- 2 ) [768]. По данным об

уровне грунтовых вод в простых геологических структурах Ламберта и Бомона [399] мо­

делировали сезонные вариации силы тяжести до 100 нм ·с- 2 и более по модели (изменения

уровня грунтовых вод в несколько метров за год) (рис. 10.14); при сложных гидрологиче­

ских условиях их модель неэффективна. Сезонные изменения силы тяжести до 300 нм· с- 2,

совпадаюшие по времени с тропическими ливнями, были отмечены на склоне Венесуэль­ ских Анд [155]. На профиле в равнинном районе Северной Германии (осадочный бассейн)

удалось выполнить сглаживание результатов ежегодных повторных измерений силы тяже­

сти благодаря гидрологическим редукциям (±50 нм· с- 2), которые получали с местными

величинами коэффициента регрессии (до 140 нм· с- 2 на один метр изменения уровня грун­

товых вод); последние находили по измерениям уровня [172]. Оказалось несложным моде­

Миссисипи объясняются локальным изменением высоты из-за дополнительной нагрузки, связанной с изменениями состояния реки [181].

В проблемах, связанных с современной динамикой земной коры, полагают, что гравитационные сигналы имеют обычно тот же или даже меньший порядок величины, что и гидрологические эффекты; таким образом, учет гидрологических

редукций имеет огромное значение (разд. 10.4). Изменения уровня грунтовых вод

очень сильные изменения силы тяжести, возрастающие с течением времени [183].

Одновременные измерения силы тяжести и высот во время заполнения больших водо­ хранилищ могут быть использованы для изучения нагрузочных явлений, при этом особый

интерес представляют локальные отклонения от упругости, неоднородности деформаций и латеральное просачивание воды. Профильные измерения на водохранилище La Graпde-2

(Квебек, Канада) после учета прямого гравитационного эффекта выявили увеличения силы

тяжести до 140 нм·с- 2 [401].

10.3. Измерение приnивных изменений силы тяжести

10.3.1.Области применении

Измерение приливных вариаций силы тяжести является частью работ по изуче­

нию земных приливовназемными и космическими методами. Из наблюдений на­

ходят изменения амплитуды и фазы приливных волн, которые представляют собой отiСЛик тела Земли на приливные силы. Для абсолютно жесткой Земли амплитуды и фазы отдельных волн, имеющих разные частоты, известны с высо­

кой точностью по астрономическим данным. Наблюдаемые вариации являются

функциями реологических характеристик тела Земли, а также океанических и ат­ мосферных возмущающих эффектов (разд. 3.4.2, 3.4.3). Движение полюса также

имеет периодический характер и может рассматриваться аналогично; мониторинг положения полюса осуществляют методами космической геодезии.

Данные земноприливных наблюдений служат для редуцирования результатов

геодезических измерений и геофизического моделирования. Отметим, что общее

изменение силы тяжести не превышает 3 мкм ·с - 2, а максимальный вiСЛад полу­

ется из приливнога эффекта в деформируемом теле Земли, притяжения и нагру­

зочного эффекта океанических масс (особенно для полусуточных волн), а также

атмосферных эффектов (редукция по регрессионным моделям).

Перечислим наиболее важные области применении гравиметрических земно­ приливных наблюдений [451]:

-расчет земноприливных поправок в измерения силы тяжести и другие высоко­

точные измерения (определение местоположения спутниковыми методами, ра­

диоинтерферометрия, высокоточное нивелирование), в которых учитывают функции чисел Лява h и k (разд. 3.4.3). На результаты относительных измерений силы тяжести влияют короткопериодические (не более суток) приливвые волны, а при абсолютных измерениях - также и долгопериодические пр.иливы и движе­

ния полюса; в настоящее время ошибки измерений силы тяжести лежат в преде­

лах ±10- 19()нм·с- 2;

- исследование глобальных моделей Земли (после учета океанских приливов по

моделям). Амплитуды основных приливных волн для различных моделей упру­

гой Земли, предполагающих, что она состоит из однородных концентрических слоев, варьируют в пределах 1 - 2%. Резонансный эффект жидкого ядра (реза- нанспая частота 15,073°/" ч) приводит к столь же небольшим вариациям в суточ-

о·~ .......

-4%

Рис. 10.17.

Параметры земного гравиметрического nрилива

М2 на трансконтинентальном nрофиле США [388].

ных волнах с близкими к этой величине частотами. Неидеальная упругость мантии увеличивает амплитуду менее чем на 0,5% (разд. 10.3.3); - оценка региональных моделей земной коры и мантии после исключения влия­

ния океанских приливов и приливов в теле Земли, определяемых по соответству­ ющим моделям. Оста~очные амплитуды и фазы указывают на латеральные неоднородности в литосфере и верхней мантии. Результаты вычислений по моде­ лям показали, что можно ожидать аномалий в пределах 1,5% для о и

для ~ф [469];

-оценка глобальных и региональных моделей океанских приливов. При этом из наблюдений необходимо исключить приливы в теле Земли и океанские нагру­ зочные приливы (по моделям стандартной Земли и региональным моделям зем­

ной коры). Для волны М2 влияния океанских приливов не превышают 20-

100 нм·с- 2; при удалении от береговой линии на несколько сотен километров

они, как правило, не превышают 10 нм·с- 2 (рис. 10.17); - изучение взаимосвязи приливов в твердой Земле и океанских нагрузочных при­

ливов с современными геодинамическими процессами (землетрясениями, извер­

жениями вулканов); эти исследования находятся в начальной стадии.

Для вычисления поправок амплитудные факторы основных припивных волн

нужно ~щределять с ошибкой не более ± 1 OJo (для фаз ±0,5°). Для оценки геофи­

зических моделей желательна точность ±0,10Jo. Чтобы регистрировать припив­

ные волны с малыми амплитудами или разделять волны, близкие друг к другу,

необходимо, чтобы:

-инструментальная точность и временная стабильность измерительной системы

были достаточно высокими, а условия на пункте - достаточно хорошими

(разд. 10.1.2 - 10.1.5);

-влияние внешних возмущающих факторов (например, изменений атмосферного

давления) было достаточно малым (разд. 10.2.1, 10.2.2);

-длительность наблюдений была выбрана так, чтобы охватить большое число

периодов исследуемых припивных волн; также необходимо учитывать отношение сигнал/шум;

-выбранная методика обработки и анализа результатов основывалась на мате­

матической модели, согласованной с инструментальной точностью (разд. 10.3.2).

10.3.2.Оценка, результаты, точность

Приливвые изменения силы тяжести наблюдают регистрирующими системами

с пружинными гравиметрами и сверхпроводящими гравиметрами (разд. 10.1.4, 10.1.5). Из наблюдений обычно получают данные, осредненные за один час (разд. 10.1.2). Измеренные величины помимо приливного сигнала содержат ин­

формацию об изменяющихся со временем инструментальных влияниях (напри­

мер, вызванных изменениями температуры и давления воздуха, старением

материала пружины), перемещениях окружающих масс (атмосферные, гидрологи­ ческие, тектонические процессы); они также искажены ошибками измерений. Зем­

ные приливы моделируют выражением (3 .26), а некоторые возмущающие сигналы описывают линейными регрессионными зависимостями (разд. 10.2.1, 10.2.2). Ошибки моделей и ошибки измерений разделяют на две составляющие: дрейф, описываемый аналитической функцией (разд. 6.6.3), и случайную состав­ ляющую. Таким образом, уравнивание по методу наименьших квадратов основы­

вается на следующем уравнении поправок:

оФ;- амплитудный фактор и фазовый сдвиг приливной волны i (круговая часто­ та UJ, амплитуда А, фаза Ф). Коэффициенты регрессии Ь1 описывают связь между параметрами состояния FJ и отсчетом; D(t) описывает дрейф (в большинстве слу­ чаев в виде многочлена малой степени, зависящего от времени).

Измеренная величина должна быть исправлена масштабным коэффициентом,

а отдельные волны - с помощью частотной характеристики (частотной переда­ точной функции) измерительной системы (разд. 10.1.3). Из-за того что прилив

вызывает воздействие инерциального ускорения на гравиметр, следует ввести

инерциальную поправку. Для полусуточной волны М2 этот эффект не превышает

2 НМ·С- 2 (523].

Систему уравнений (10.15), которую следует составить для периода регистра­ ции, можно решать подбором параметров по методу наименьших квадратов, при этом обычно полагают, что результаты измерений некоррелированы и равноточ­

ны (разд. 9.2.4). Однако и процедура уравнивания в одном блоке, и корректная

оценка точности окончательных результатов осложнены некоторыми особен­

ностями:

- обрабатывают большие массивы данных, которые могут содержать грубые

ошибки и пропуски, когда не было измерений; -измерения физически коррелированы и неравноточны (шумы, зависящие от ча­

стоты и возрастающие при увеличении длины волны прилива);

-частоты некоторых приливных волн очень близки между собой;

-частоты приливного сигнала принадлежат двум частотным диапазонам (ко-

ротковолновые приливы ~ 1 сут, длинноволновые приливы с периодом > 14 сут);

-с приливным сигналом смешаны шумовые сигналы, вызванные нестабильнос­ тью прибора, а также возмущающие сигналы с частотами, близкими к частотам

полезного сигнала (полусуточные, суточные, сезонные).

Рис. 10.18.

Амплитудный спектр остаточных велн­

чин из анализа трехлетних наблюдений со

сверхпроводящим гравиметром GWR

ТТ40 [560].

Эти особенности пытались учесть в алгоритмах уравнивания, созданных спе­

циально для земноприливного анализа. Для таких алгоритмов характерен раз­

дельный подход при анализе коротко- и долгопериодических припивных волн,

особенно различаются алгоритмы при учете дрейфа. Грубые ошибки исключают

до уравнивания, но можно выявить и исключить их в процессе итераций. Инстру­

ментальные ошибки и внешние возмущающие влияния устраняют, как правило,

до уравнивания, для этого используют регрессионные зависимости для данного

пункта или стандартные модели. Реалистическая оценка точности может быть

выполнена с помошью спектрального анализа остаточных уклонений и анализа

амплитудного спектра [759]. На рис. 10.18 приведен фурье-спектр уклонений.

Алгоритмы постоянно совершествуют, чтобы иметь возможность одновре­

менно анализировать коротко- и долгопериодические приливы, гибко использо­ вать цифровую фильтрацию для исключения дрейфа и улучшать точностные

оценки. Большие возможности открывают применение высокоскоростной реги­ страции и обработка на микрокомпьютерах (до одного значения в секунду) при

одновременной регистрации данных об окружающей среде. Совместное уравнива­

ние в этом случае приводит к «многоканальному анализу», цель которого - мо­

делировать как можно больше динамических процессов [68].

В методе анализа Венедикава [73 1] дрейф исключают фильтрацией на интервалах в 2 сут, а нормальные уравнения для вычисления nараметров волн с короткими nериодами в 1, 1/2 и 1/3 сут составляют раздельно. При фильтрации на интервалах в 1,5 и 15 сут

этот метод можно расnространить на случаи анализа коротко- и долгоnериодических nри­

пивных волн, одновременно исключаются грубые ошибки и nрисваиваются веса различ­

ным интервалам регистраций [732]. Хайницкий [118] для исключения из измерений долгоnериодических припивных волн и других низкочастотных эффектов nрименяет ци­ фровую низкочастотную фильтрацию, а затем уравнивает квазиизмерения, свободные от дрейфа. Шуллер [605] выnолняет скользяший анализ блоков данных с целью оценки точ­ ности и расширяет уравнивание до многоканального анализа. Для анализа долгоnериоди­

ческих припивных волн можно в числе других исnользовать разработки Венцеля [759].

Современные регистрирующие системы с пружинными гравиметрами, обеспе­

чивающие при осреднении за один час точность не хуже 1О нм ·с- 2, позволяют

находить амплитуды и фазы основных волн с ошибками± 11rfo и ± 0,5 о соответ­ ственно; такая точность достигается, если наблюдения выполняют на полевых станциях с теплоизоляцией в течение 1 - 2 мес при аналоговой регистрации [705]. При использовании цифровой регистрации и системы обратной связи (разд. 10.1.4), при детальной дискретизации и цифровой фильтрации ошибки

можно уменьшить до нескольких нм ·с - 2 • В настоящее время такие системы обес-

более высокую точность) [460]. В табл. 10.1 дается пример результатов на близ­

экваториальной станции (малые суточные волны). После непрерывной регистра­

ции более чем за 6 мес в диапазоне суточных волн удалось разделить волны Р1 и Кl.

Таблица 10.1. Уравненные припивные параметры (для 12 групп волн,

Ср. кв. ошибка (ежечасные наблюдении) ± 12 нм·с- 2

О качестве полученных данных можно судить по тому, насколько надежно

получены малая (несколько нм· с- 2 ) волна S1, при определении которой сказыва­

ются изменения атмосферного давления, и волна 1/11, ча~тота которой близка к резонансной частоте ядра (табл. 10.2). Если регистрация длится более года, то можно выделить 4050 групп долгопериодических волн; для этого необходимы

высокая стабильность измерительной системы, стабильные условия на станции

и, кроме того, надежный контроль калибровки. При соблюдении этих требова­ ний (цифровая регистрация, система обратной связи) параметры основных при­ ливных волн можно определять с ошибками ±0,1- 0,2% и ±0,1 - 0,2° [17, 706]. Увеличение длительности наблюдений до нескольких лет позволяет умень­ шить ошибки до нескольких ±0,01 Г!Jо и нескольких ±0,01 о соответственно [146].

Сверхпроводящие гравиметры имеют весьма малый дрейф (рис. 10.19) и

очень высокую разрешающую способность (±О, 1 нм ·с- 2). Уже сейчас обработка

их месячных записей позволяет определять параметры основных волн с ошибка­ ми ±0,111Jo, а после года работы- с ошибками в несколько ±0,0111Jo и несколько ±0,01 о; параметры долгопериодических волн можно определять с ошибками в

несколько процентов и несколько ±0,1 о [160, 559] (табл. 10.2). По многолетним записям можно даже выявить гравиметрический эффект движения полюса

(рис. 10.20) (разд. 3.4.1). Из анализа пятилетних записей Рихтер [561] получил для этого эффекта амплитудный фактор 1,20 ± 0,01.

366 Глава 10

Если сравнивать результаты для одной и той же станции по разным измери­ тельным системам, то зачастую обнаруживается, что амплитудные факторы

основных приливных волн расходятся на 1 - 207о (табл. 10.3). В основном такие

расхождения возникают из-за ошибок калибровки и (для астазированных грави­ метров) зависимости чувствительности прибора от наклона.

Международный центр земных приливов ICET в Бельгийской королевской обсервато­ рии (Брюссель) занимаетс.:я сбором земноприливных наблюдений и их анализом, включая разработку программного обеспечения и интерпретацию данных. Особое внимание уделя­

ется стандартизации измерений и методов учета поправок. База земноприливных данных

ICET [157] по состоянию на 1987 г. содержит результаты измерений на 261 приливной

станции, расположенной в разных районах Земли. Начиная с 1973 г. ICET выполнил на­

блюдения на 121 станции, которые образуют мировую систему гравиметрических земноприливных профилей (Европа, Африка, Южная и Юго-Восточная Азия, Австралия, Южная Америка). ПрименялисЪ гравиметры Ла Коста - Ромберга и Геодайнемикс (время наблюдений, как правило, 6 мес и более), методика наблюдений унифициро­ вана [453, 454]; приборы калиброваны на фундаментальной земноприливной станции в Брюсселе (разд. 10.1.3). Исследования земных приливов выполняют и другие организации,

нередко в сотрудничестве с ICET. Например, в Китае созданы 7 припивных станuий (время наблюдений 0,5 -1 год) [456]; опубликованы данные наблюдений с 7 различными грави­

метрами на фундаментальной станuии Учан [313].

10.3.3. Примененив результатов

Мировые гравиметрические профили ICET (Брюссель) сделали возможным вы­ вод параметров земных приливов (амплитудный фактор о, фазовая задержка дФ) для десяти групп волн (Q1, 01, Р1, Кl, N2, М2, S2, К2, М3) для большого числа континентальных станций. На некоторых станциях в течение нескольких лет ве­ дется регистрация долгопериодических волн. Такие данные позволяют выполнить анализ еще большего числа (до 50) приливных волн, включая долгопериодиче­ ские, а короткопериодические приливы можно определять с более высокой точ­ ностью. Гармонический анализ отдельных частей записей не выявил заметных

временных изменений в параметрах короткопериодических земноприливных волн

[560].

На большей части земной поверхности среднее расстояние между станuиями 10003000 км. Меньшая плотность станuий - в Северной Америке, Центральной Азии и в по­

лярных районах, однако на некоторых высокоширотных станuиях осуществляется дли­

тельная реrистраuия (Шпиuберrен [70], Центральная Антарктика [602, 645]). Меньшее

расстояние между станuиями (несколько сотен километров) характерно для Западной, Се­

верной и Центральной Европы [453]. На рис. 10.21 показано распределение земноприлив­

ных параметров для волны М2.

Для районов с плотной сетью станций интерполяцией наблюденных парамет­

ров можно определить гравиметрическую поправку за приливы с ошибкой не бо­

лее ± 10 нм·с- 2 (ошибки параметров ±0,507о, ±0,5°) [159]. При меньшей

плотности станций и в прибрежных зонах (океанский нагрузочный эффект) ошиб­ ки больше. В этих случаях необходимы либо временные наблюдения земных при­

ливов (разд. 10.3.2), либо вычисления приливных параметров по моделям для

приливов в теле Земли и для океанской нагрузки; можно ожидать ошибок ± 10-

20 нм·с- 2 [313] (разд. 9.2.3).

ss· т-о'"""-----------.----..:--::-----,

N

so"

Рис \0.2\.Гравиметрические 1емtюnрил11ВIIЫС rшрамстры: амнн11ту;шый фа~1 ор ((JICBa) 11 1ar1a I.II·IBalllle фа·Jы (сnрава) для вот1ы М2 (Запапttая l:upoпa) [ 15'1].

нагрузочных приливов затруднена из-за малой чувствительности нагрузочного эффекта к

изменениям модели. Более успешны проверка и, возможно, улучшение местных моделей морских приливов. В работе [750] описано использование сверхпроводяших гравиметров

для контроля параметров нагрузочных приливов для волн 01 и М2 в Калифорнии; резуль­ таты совпадают с точностью 0,20Jo. При изучении морских приливов в шельфовых зонах из анализа измерений припивных вариаций силы тяжести в обширных областях Фенно­ скандии выявлены сушественные отклонения от рассчитанных фазовых сдвигов океанских приливов [17]. Получены первые результаты вычислений для распределения nараметров

океанских приливов (основные волны) по наблюдениям припивных вариаций силы тяже­

сти и наблюдениям на уровнемерных станциях [387]; nри увеличении числа земноприлив­ ных станций можно ожидать повышения точности и надежности результатов.

Некоторое время предполагали, что существует связь между напряжениями,

вызванными пряливами (они на несколько порядков меньше тектонических на­

пряжений), и некоторыми сейсмовулканическими явлениями. Однако современные

исследования роли приливов как спускового крючка не привели к однозначным

выводам.

При определении корреляции между модельными припИвными напряжениями и сейс­

мическими nредвестниками извержений вулканов выявлены лишь отдельные значимые

корреляции, что объясняется .разными характеристиками вулканов [498]. В течение месяца

после землетрясения в Японии наблюдали аномальное поведение среднесуточного ампли­ тудного фактора (значения изменялись от 1,1 до 1,6); однако использование таких измене­ ний для анализа землетрясений лишь начинается [564].

10.4. Изменения силы тяжести вследствие перемещения

земных масс

10.4.1. Глобальные изменения силы тяжести

Глобальные изменения силы тяжести вызываются перемещениями масс в теле

Земли, происходящими в течение длительного времени (разд. 3.4.4). К другим возможным причинам относятся (гипотетическое) изменение гравитационной по­

стоянной и изменения вектора суточного вращения Земли (разд. 3.4.1). Переме­ щения масс приводят к изменениям параметров сферической гармонической модели гравитационного поля Земли и проявляются как изменения коэффициен­ тов низких степеней; для степени 1 ~ 2 их можно интерпретировать как измене­

ния размеров, положения центра масс, полярного и экваториального сжатия, а

также направления главных осей инерции Земли (разд. 2.2.3).

Глобальные изменения силы тяжести можно выявить по гармоническим коэф­ фициентам, которые получают из анализа спутниковых орбИт, и измерениям си­

лы тяжести по всей поверхности Земли. Поскольку порядок величины этих

изменений < 1 - 1О нм· с- 2/год, измерения необходимо выполнять в течение до­

статочно длительного времени; продолжительность наблюдений зависит от точ­ ности и временной стабильности измерительных систем. Модельные расчеты показывают, что мировая опорная сеть, состоящая примерно из 25 пунктов абсо­ лютных определений, может дать начальную информацию о глобальных измене-

измерений известна (разд. 9.1.3). Если для этих пунктов помимо изменений силы тяжести og находить методами космической геодезии и изменения высоты оН,

Это уравнение позволяет получить временные изменения оС,, т oS,, т гармониче­ ских коэффициентов [50]. Для выявления долгопериодических эффектов можно

также использовать непрерывную регистрацию со сверхпроводящими гравимет­

рами (разд. 10.1.5).

Временное изменение динамического коэффициента формы (разд. 2.2.3) было получе­

но из орбитального анализа ИСЗ LAGEOS по результатам лазерной локации в течение

5,5 лет; получена величина 12 = -3 х 10- 11/год [790]. Полагают, что причиной такого

изменения является послеледниковое вязкостное поднятие земной коры (разд. 4.4.1 ). Это изменение соответствует уменьшению сжатия Земли rt ее приближению к эллипсоиду гид­ ростатического равновесия (разд. 4.3.2); на полюсах оно приводит к максимальному изме­

В планируемой программе изучения геопотенциала GRM (разд. 4.5.1) временные эффекты можно будет анализировать через полгода наблюдений, одновременно можно будет изу­ чать сезонные изменения континентальных ледниковых полей и очень глубокие землетря­ сения за время программы [744].

К настоящему времени абсолютные измерения силы тяжести на длительных отре­ зках времени выполняют лишь на нескольких пунктах. Их анализ пока не привел к одно­ значным выводам относительно глобальных изменений силы тяжести [82]. Сравнение данных, полученных в 19721982 rr. на пунктах Севр, Потсдам, Москва, Новосибирск,

показало (после приведения к пункту Севр), что сила тяжести на этой части Евроазиатской

плиты неизменна в пределах ± 100 нм ·с- 2 [86] (рис. 10.22). С 1976 по 1986 г. выполнялись

повторные измерения с абсолютным гравиметром ГАБЛ в Потсдаме; после учета попра­

вок за притяжение грунтовых вод и движение полюса было обнаружено увеличение силы

тяжести со скоростью 26 нм·с- 2/год [171]. По результатам регистрации силы тяжести

в последние годы удалось надежно подтвердить влияние движения полюса (разд. 10.3.2).

10.4.2.Региональные изменения силы тяжести

Долговременные региональные изменения силы тяжести могут быть обнаружены

на границах тектонических плит (длительное накопление напряжений и их разряд­ ка), а также во внутренней части плит (послеледниковое поднятие, уплотнение осадочных пород, региональная неотектоника) (разд. В зонах землетрясе­ ний и извержений вулканов на региональные изменения накладываются локаль­

ные, возникающие при активных фазах этих явлений (разд. 10.4.3). Скорость

региональных изменений обычно не превышает 100 нм ·с- 2/год; для их изучения

целесообразны гравиметрические сети, покрывающие большие территории (рас­

стояния между пунктами 10100 км), наблюдения в сетях повторяют через 1 - 10 лет. Такие сети создают в соответствии с требованиями к прецизионным се­ тям, учитывая местные условия; все больше применяются абсолютные гравимет­

ры, а для изучения короткопериодических вариаций силы тяжести используются

регистрирующие гравиметры (разд. 10.1.1). В настоящее время достигнута точ­

ность абсолютных определений ± 100200 нм·с- 2, а при относительных изме­ рениях - несколько десятков нм ·с- 2• Для мониториига региональных изменений

силы тяжести можно также использовать национальные высокоточные опорные

сети; в некоторых из таких сетей уже сейчас планируются измерения с интерва­ лом 10 лет (разд. 9.2.6).

Приведем примеры региональных гравиметрических исследований для изуче­

ния геодинамических процессов (разд. 4.4.2).

Современные тектонические процессы на границах литосферных плит являются пред­ метом наиболее широкого мониторинга; повторные измерения силы тяжести служат одним из методов исследований. В Северной Исландии гравиметрический профиль был создан еще в 1938 г. Он расположен в районе границы расходящихся литосферных плит и пересекает рифтовую зону молодого вулканизма (разд. 1.2.5). Начиная с 1965 г. этот профиль, проходящий с востока на запад, был надежно закреплен и удлинен (длина 150 км, расстояние между пунктами 1 км); сейчас он захватывает соседние, более стабиль­ ные зоны третичных базальтов [597, 704]. К настоящему времени измерения на профиле выполнены 5 раз с пятилетними интервалами, с несколькими гравиметрами Ла Коста - Ромберга; одновременно нивелированием определяли высоты пунктов. Абсолютный уро­

вень силы тяжести задавался гравиметрическими связями с континентальными пунктами,

а позжеабсолютными измерениями с ошибкой ±0,1- 0,2 мкм·с- 2 [713]. В 1965-

1975 rr. на протяжении 15 км в зоне трещины Крабла наблюдалось изменение силы тяже­

сти на 0,8 мкм ·с- 2• Это изменение можно рассматривать как предвестник (активной) фа­

зы формирования рифта, начавшейся в этой области в 1975 г. (рис. 10.23) (разд. 10.4.3).

Активная фаза сопровождалась уменьшением силы тяжести до 2 мкм·с- 2 за 5 лет, охва­

тившим обширную территорию. Изменения силы тяжести имели надежную корреляцию

с подъемами земной поверхности, по прошествии 10 лет этот процесс практически сошел

на нет.

Повторные измерения силы тяжести выполняют в регионах с большой вероятностью землетрясений на границах столкновения плит и трансформных разломах. В Японии та­ ким примером являются п-ов Кии в районе Кинки (медленное опускание и землетрясения через каждые 100 -150 лет, сочетавшиеся с резкими поднятиями) и оз. Бива (низкая сейс­ мическая активность). С 1971 г. в этих районах осуществляется мониторинг ежегодными

повторными измерениями с гравиметрами Ла КостаРомберга [591]. Значимых корре­

ляций между изменениями силы тяжести (преимущественно < 20 нм· с- 2/год) и изменени-

('1' = 65°40'); эпохи наблюдений 1965, 1970, 1975, 1980 rr. [349].

Рис. \0.24.И'3менения силы тяжести и высоты по профилю, nроходящему по ·1аnадному берегу 0'1.Бвва

на п-ве Кии (Япония) с 1971 по 1982; 1983 г. (nредnолагается линейная зависимость II!MeiiCHIIЙ во времени) [591].

ями высоты установить не удалось (рис. 10.24); однако можно предположить, что

существенное влияние на результаты оказали вариации уровня грунтовых вод из-за их от­

качки. Несколько гравиметрических опорных сетей в Южной Калифорнии было создано

Геологической съемкой США в рамках программы по уменьшению сейсмического риска. Начиная с 1977 г. в этих сетях выполняют повторные измерения с интервалами в 0,5 -

1 год [329]. Выявлены вариации силы тяжести асейсмического и периодического характера

(до 250 нм· с- 2 за 6 мес), коррелированные с изменениями высот и напряжениями. С

1974 г. Калифорнийский технологический институт выполняет ежемесячные повторные на­ блюдения в специальной сети (около 50 пунктов) в связи с определениями пространствен­

ных координат пунктов методом радиоинтерферометрии · [767]. Обнаруженные вариации

силы тяжести (до 800 нм· с- 2) коррелируют с вариациями уровня грунтовых вод и со сгла­

женными данными о дождевых осадках (разд. 10.2.2).

Сети для гравиметрического мониторинга созданы также в зонах столкновения текто­ нических плит для наблюдений орогенных процессов. Приведем примеры: исследования в Индии и Китае, приуроченные к !Uмалайской зоне субдукции (столкновение Индийской

и Евроазиатской литосферных плит, зоны активных разломов и высокая сейсмическая ак­ тивность [3]); прецизионная гравиметрическая сеть (500 х 500 км; 46 пунктов, объединен-

376 Глава 10

вестники таких явлений и последующие вариации не превышают, как правило,

10100 нм·с- 2/год. Однако непосредственно перед наступлением активной фа­ зы и в течение ее возможны вариации в 1 - 2 мкм·с- 2, часто квазипериодиче­

ские (несколько недель или месяцев). Желательно, чтобы гравиметрические сети или профили (расстояния между пунктами от нескольких сотен метров до не­ скольких километров) покрывали район очага события и соседние, более стабиль­

ные области, измерения следует повторять с интервалами 0,5 - 1 год, в период активной фазы интервалы должны быть еще меньше. Короткопериодические эф­

фекты (от нескольких дней до нескольких недель) изучают непрерывной регистра­ цией силы тяжести (см. также разд. 10.1.1).

Приведем примеры гравиметрических исследований, связанных с изучением сейсмической и вулканической активности. В большинстве случаев одновременно

с измерениями силы тяжести выполняют повторные определения высот пунктов,

благодаря этому при интерпретации можно использовать отношения изменений силы тяжести к изменениям высоты og!oH (разд. 4.4.2).

Ранее уже наблюдались изменения силы тяжести в несколько мкм ·с- 2, связанные с

землетрясением на Аляске (1964, М= 8,4) и в Сан-Фернандо (1971, М= 6,5) [28, 517].

Отношение изменения силы тяжести к изменению высоты оказалось равным

- 2 мкм ·с- 2/м, оно согласуется с величиной, полученной по модели деформаций при сме­

шениях в глубинных разломах. Для периода роя землетрясений в Мацусиро в Японии

(1965-1967 гг.) было получено отношение og!oH, равное - 2 - -3 мкм·с- 2, предельные значения составили от -4 до - 10 мкм ·с- 2/м, что указывает на более сложные процессы

[367]. В 1975 г. на п-ве Идзу, районе высокой вулканической и сейсмической активности,

началось поднятие земной поверхности, оно сопровождалось уменьшением силы тяжести

(максимум 0,3 мкм·с- 2/год) с соотношением og/oH = -3 мкм·с- 2/м; такую величину

можно объяснить повышением давления газа в магматической камере [255]. За год до

землетрясения в Тоншане (1976, М = 7,8) в Китае после исключения линейного тренда бы­

ло обнаружено увеличение силы тяжести до l мкм ·с- 2 (эпицентр) (рис. 10:27); оно прекра­

тилось примерно через год после землетрясения. Это увеличение хорошо описывает

модель очага в виде тела, прошедшего сжатие, объемное расширение и восстановление

[414].

С помощью сверхпроводящих гравиметров, размещенных на территории Калифор­

нии, наблюдались вариации силы тяжести (амплитуды 100 нм·с- 2) с периодами от не­

скольких суток до нескольких месяцев. Эти вариации были коррелированы с объемом

дождевых осадков (разд. 10.2.2). Оценка корреляции с записями сейсмографов показала,

l'ис. 10.27.

И1менения силы тяжести до 11 nосле

Таншаньс~«>rо 1емлетрясения в Китае

(М = 7,8) (414].

что землетрясениям с М> 2,2 соответствуют пики (1030 нм·с- 2) на регистраграммах

силы тяжести [230]. В сетях, созданных для мониторинга землетрясений на о. Ванкувер

и в Квебеке (Канада), в течение первых 10 лет повторные измерения выполняли через каж­ дые полгода, в дальнейшем мониторинг ограничили изучением долговременных деформа­

ций и наблюдения стали повторять через 2 -3 года [151]. В СССР изменения силы

тяжести тектонического происхождения в течение длительного времени изучали на геоди­

намических полигонах. На Ашхабадском гравиметрическом профиле (12 км, 7 пунктов), созданном в 1971 г., в месте пересечения им тектонического разлома наблюдались измене­

ния силы тяжести со скоростью 100 нм· с- 2/год; эти изменения имели циклический харак­

тер, были коррелированы с землетрясениями (М = 6,5 - 7,2) и указывали на увеличение подземных масс [83].

Большой объем наблюдений за изменениями силы тяжести с последующей интерпре­

тацией выполняется в некоторых районах с активными вулканическими структурами

[580].

В декабре 1975 г. в Северной Исландии начались проявления высокой вулканической

активности, связанной с формированием рифта; они зарождались в зоне оси рифта и охва­

тывали сегмент зоны трещин Крабла, имеющий ширину 5 км и длину около 100 км; ак­

тивность сохранялась и в 1985 г. [54]. Помимо растягивающего напряжения спусковым

механизмом этого процесса послужило повышение давления в магматическом бассейне

Крабла, расположенном на глубине в несколько километров. Рифтовый процесс состоял более чем из 20 сильных интрузивных событий (от одних суток до нескольких суток),

Сопровождавшихея горизонтальными перетеканиями базальтовой лавы; часть лавовых по­

токов, двигаясь вертикально, достигла дневной поверхности. Мониторинг этого процесса осуществлялся с помощью повторных гравиметрических и нивелирных измерений (150 пунктов) по площади кальдеры (вулканической впадины) Крабла, серии измерений повто­

рялись через несколько месяцев; первоначально гравиметрическая сеть была предназначена

для мониторинга высокотемпературного геотермального поля Крабла (разд. 10.2.3) [338]. В промежутках от нескольких недель до нескольких месяцев в районе кальдеры наблюда­ лись медленные поднятия (до 6 - 10 мм/сут), четко коррелированные с уменьшениями

силы тяжести. При извержении магмы произошли резкие опускания и соответствующие

увеличения силы тяжести (рис. 10.28). В 19751981 rr. измерения силы тяжести и ниве­ лировки повторялись ежегодно, они выполнялись по профилям в самой рифтовой зоне

и ее окрестностях; в результате в ограниченной центральной части рифта были выявлены

увеличения силы тяжести (до 1 мкм ·с- 2/год) и оседания поверхности (до 0,5 м/год), а

Край

кальдеры

[338].

в периферийной частисоответственно уменьшения силы тяжести и подъемы [703]. В результате такого мониторинга, осушествлявшегося на большой плошади, удалось также

проследить изменения активности с течением времени (разд. 10.4.2). Отношения измене­

ния силы тяжести к изменению высоты лежали в пределах от -1,2 до -4,3 мкм·с- 2/м (средние значения -1,9- -2,0 мкм·с- 2/м), при этом проявлялись различия соответству­

ющих величин для зон опускания и поднятия земной поверхности, а также временные из­

менения (рис. 10.29). Максимальное значение + 13 мкм·с- 2/м было обнаружено в районе

молодой рифтовой формации [693]. Долговременное изменение силы тяжести и высоты

можно моделировать в пространстве и во времени с применением среднеквадратической

коллокации [704] (разд. 10.1.1).

В 1980 г. начала проявляться сейсмическая активность в районе кальдеры Лонг-Вэлли

в Калифорнии; она была связана с подъемом в центральной зоне (до 0,5 м), предполагае­ мой причиной ее является поступление магмы в магматическую камеру на глубине 5 км.

При мониторинге с промежутками в полгода или год в числе прочих методов применяют­

ся измерения силы тяжести и нивелирование; после введения поправок за притяжение

грунтовых вод получены величины изменений до -0,2 мкм ·с- 2/год и !Jg/ !JH = - 2,5 мкм ·с- 2/м [328] (рис. 10.30). Изменения силы тяжести и измеренные напряже­

ния используют для разработки детальных моделей этого деформационного процесса

[576].

Активные вулканы были исследованы и на Гавайях. В 1975 г. на Килауэа были обна­

ружены изменения силы тяжести + 2,3 мкм ·с- 2 , связанные с извержением; эти изменения

были сильно хоррелированьi с дефляцией (!JgloH = -1,7 мхм·с- 2/м) [327]. Сеть мони­

торинга, созданная на Мауна-Лоа в 19751976 гг., была наблюдена повторно после

извержения 1984 г. [421]. Если до извержения изменения силы тяжести не превышали

0,2 мкм ·с- 2 , то после в центральной зоне опускания земной поверхности произошло уве­ личение силы тяжести на 1,5 мкм·с- 2, затухавшее по экспоненциальному закону в течение

примерно 2 мес; в пунктах, расположенных на склоне вулкана на расстоянии в несколько

километров, изменения силы тяжести достигали лишь нескольких десятых мкм ·с- 2

(рис. 10.31). В 19831985 гг. вблизи неизвергающих, но активных жерл фумарол вулкана

Поас (Коста-Рика) были обнаружены периодические изменения силы тяжести (период

около 30 сут, амплитуда 1,4 мкм ·с- 2), предполагаемая причина которых в изменениях

плотности вещества в магматическом канале [581].