Сейсмологический мониторинг для исследования структуры микросейсм во времени до и после воздействия импульсных нагрузок на геологическую среду представляет интерес в связи с задачами изучения динамики напряженно-деформированного состояния и структуры горных пород.
Исследования техногенной сейсмичности [4] показывает, что «…ни дополнительная пригрузка от водохранилища, ни вибровоздействие не вносят в целом значимой дополнительной энергии в земную кору и не повышают степень сейсмической опасности. Эти воздействия создают лишь условия ускоренного высвобождения уже накопленных и накапливаемых упругих напряжений в земной коре». В другом случае изучение наведенной сейсмичности [2] свидетельствует, что техногенное воздействие на геофизическую среду проявляется в динамике состояния горных пород.
Наблюдения за пространственной структурой микросейсм в районе Бурейской ГЭС показали, что в напряженно-деформированных блоках земной коры постоянно присутствует геоакустическая эмиссия, что проявляется в виде локальных максимумов на статических спектрограммах в частотном диапазоне от 3–4 до 30–40 Гц. При этом спектральный состав микросейсм модулируется волновыми колебаниями ГЭС на расстояниях до 35 км от плотины [1].
Известно, что спектрограммы для каждого пункта регистрации сейсмических событий содержат информацию об источнике сейсмических волн J(ω, t), передаточной функции состояния геологической среды S(ω, t) и характеристической функции пункта регистрации P(ω, t):
SΣ(ω, t) = J(ω, t)S(ω, t)P(ω, t). (1)
Характеристическая функция P(ω, t) зависит от конструктивных особенностей пункта регистрации и при использовании единых технологий для каждого пункта может быть принята постоянной P(ω, t) = P(ω). Для каждого сейсмического события (i), регистрируемого сетью локальных сейсмических станций, функция источника Ji(ω, t) также является константой Ji(ω, t) = Ji(ω). Следовательно, регистрируемая динамика геофизической среды определяется функцией S(ω, t), т.е.
(2)
Функция Si(ω, t) содержит набор гармоник как естественного, так и техногенного происхождения. Изучение отдельных закономерностей функции Si(ω, t) до и после землетрясений определило цель данного исследования.
В данной работе для анализа использованы результаты регистрации слабых землетрясений в двух пунктах: вблизи озера Удыль (пункт «Удыль»), на северо-восточном замыкании системы разломов Тан Лу, на значительном расстоянии от промышленных предприятий и на локальной сейсмологической сети Бурейской ГЭС (пункт «Бурея») (рис. 1).
Рис. 1. Схема расположения постоянных и временных пунктов регистрации землетрясений. Обозначения. 1 – треугольники на основной схеме и врезке слева – сейсмические станции; 2 – основные разломные структуры; 3 – эпицентры землетрясений в интервале магнитуд 1 ≤ М ≤ 4; 4 – положение плотины Бурейской ГЭС
Для уточнения локации очагов землетрясений привлекались материалы региональных сейсмостанций «Ванино», «Горный» и «Чегдомын» (рис. 1).
В данном исследовании для сравнения спектров землетрясений и микросейсм в двух пунктах к обработке принято 8 сейсмических событий вблизи сейсмостанции «Чегдомын» и 4 землетрясения сейсмологической сети Бурейской ГЭС.
На станциях локальной сейсмологической сети Бурейской ГЭС установлены цифровые регистраторы с непрерывной записью типа REF TEK-130, укомплектованные короткопериодными cейсмоприемниками GS-1. В пункте «Удыль» наблюдения проводились аналогичным регистратором, но с широкополосным сейсмометром REF TEK 150-120.
Результаты моделирования спектров микросейсм
Волновые формы и частотно-временные развертки в виде динамических спектрограмм землетрясений и микросейсм показаны на рис. 2, 3. Интегральные спектральные кривые построены для двух интервалов длиной 3 минуты (180 с), до и после зарегистрированных землетрясений.
Спектральные и частотно-временные характеристики микросейсм пунктов Бурейской ГЭС позволяют сделать однозначный вывод о наличии в спектрограммах явно выраженных максимумов в интервале частот 2–4 и 10–12 и 20–30 Гц (рис. 2).
На динамической гистограмме это проявляется в виде чередующихся горизонтальных полос переменной яркости. Для всех землетрясений вблизи Бурейской ГЭС характерно увеличение спектральной плотности мощности сигналов в данном интервале частот (рис. 2), а также в более высокочастотной области. Причем увеличение происходит в момент прохождения Р-волны, которая на спектрограмме проявляется в виде увеличения яркости на частотах f ≈ 20–30 Гц.
Рис. 2. Спектральный состав микросейсм до и после землетрясений вблизи Бурейской ГЭС, X-компонента, пункт CHGD – левый столбец, TLK – правый столбец. Обозначения. – верхний рисунок – волновые формы землетрясений; нижний рисунок – частотно-временная развертка (динамическая спектрограмма) землетрясения
Рис. 3. Интегральные кривые спектров, волновые формы и динамические спектрограммы микросейсм до и после землетрясений пункта «Удыль». Обозначения. – верхний рисунок – интегральная кривая спектра мощности; средний рисунок – волновые формы землетрясений; нижний рисунок – частотно-временная развертка (динамическая спектрограмма) землетрясения
Для суммарной функции состояния геофизической среды 
(2) в ближней зоне (до 50 км) Бурейской ГЭС характерно возбуждение высокочастотной области микросейсм (> 10–20 Гц), причем длительность возбужденного состояния практически равна длительности сейсмического сигнала от землетрясения в области резонансных частот (рис. 2).
Для пункта «Удыль» область выше f ≈ 5 Гц представлена равномерным спектром, что проявляется отсутствием локальных максимумов на интегральной кривой спектров и отсутствием горизонтальных полос возбуждения на динамической спектрограмме как в периоды штормовых микросейсм 24.07.2014 г., так и в моменты землетрясений. Основной состав микросейсм определяется областью f < 5 Гц. Причем в отдельные временные интервалы в данной области выделяется резонанс в диапазоне частот 1,8 < f < 2,2 Гц. Характерным проявлением в спектрах микросейсм является наличие цугов волн длительностью до 2 с, которые отражаются на динамической спектрограмме в виде вертикальных полос увеличенной яркости во всем диапазоне частот как до, так и после землетрясений. Для параметра длительности сейсмической активности после землетрясений характерно быстрое затухание на высоких частотах.
Выводы
Пункт регистрации «Удыль» расположен в зоне относительного сейсмического затишья, на северо-восточном замыкании зоны разломов Тан-Лу [3, 7], в системе новейших впадин (рис. 1), на границе зоны сжатия-расширения земной коры [8, 10]. Активная фаза разгрузки тектонических напряжений в данной области относится к периоду первых десятилетий XX в. [7]. Отсутствие резонансных полос возбуждения выше f ≈ 5 Гц свидетельствует о более однородном строении данного региона или наличии более крупных неоднородностей земной коры, что и может определять смещение резонансных частот возбуждения в низкочастотную часть спектра. Проявление резонансных линий возбуждения в области частот 1–2 Гц в пункте «Удыль» можно отнести к волновым явлениям на поверхности озера.
Землетрясения в целом не меняют состояние геофизической среды в данном пункте наблюдения. Тем не менее в отдельных случаях отмечено изменение спектральной плотности мощности сигнала в диапазоне частот 1–2 и 20 Гц, уменьшение амплитуд резонансного пика в области высоких частот f ≈ 32–33 Гц и амплитудой А ≈ 10 дБ после произошедшего землетрясения 24.07.2014 г. Для интегральных кривых можно отметить также уменьшение флуктуаций амплитуд на частотах f < 10 Гц после землетрясений (рис. 3).
Основным фактором, влияющим на спектральный состав микросейсм вблизи Бурейской ГЭС, является наличие колебаний, которые представляют собой колебания плотины на частоте 2,15–2,35 Гц, от гидроударных явлений в водоводе (2,6–3,2 Гц). Изучение виброизлучения показало, что оно присутствует на удалениях до 20–30 км, при этом высокочастотная составляющая виброизлучения ГЭС не фиксируется при удалении на 22–23 км к юго-западу от плотины. Здесь уже наблюдается явное преобладание колебаний около 1 Гц, а при удалении от плотины на 35 км, то есть примерно через 10 с, колебания от ГЭС сравнимы с уровнем сейсмического шума [1].
Весь Буреинский массив (рис. 1) относится к области сжатия земной коры [8, 10]. Размеры блоков вблизи плотины составляют от первых сотен метров до километров L1 = k(100–1000)м = (1–6)(100–1000) м. Теоретически резонансная частота возбуждения для данного масштаба неоднородностей при длине волны, равной масштабу неоднородностей λ = L1 и скорости ν = (3-6)·103м/с, составит порядка 10 Гц и менее. Практически на спектрограммах (рис. 2) один из максимумов спектральной мощности приходится в среднем на частоту f ≈ 12,5 Гц. Для сдвиговых деформаций при скорости S-волн 3,5 км/с резонансное взаимодействие волны возможно на неоднородностях, протяженностью L2 = 3,5/12,5 ≈ 0,3 км. Для P волны «сжатие-расширения» этот параметр будет равен L2 ≈ 0,7 км. Таким образом, размеры неоднородностей геологической среды, определенные по геологическим данным, и длина волны возбуждения находятся в сопоставимых соотношениях L2 = λ. Следствием этого и может быть объяснен эффект возбуждения геофизической среды Si(ω, t) в диапазоне частот (11–20) Гц вблизи пунктов регистрации. В модели дискретной геофизической среды [5] можно предположить кратность деления геофизической среды, то есть наличие блоков земной коры 1-го, 2-го и т.д. порядков, что и определяет наличие полос возбуждения в высокочастотной области.
Второй результат заключается в обнаружении возбужденного состояния геофизической среды Si(ω, t) в высокочастотной области микросейсм (> 20 Гц), равного по длительности периоду действия сейсмического сигнала от землетрясения. Данный результат может быть также объяснен в рамках модели дискретной геофизической среды [5], то есть наличием мелкоструктурных элементов земной коры, которые находятся в более сцементированном состоянии и генерируют геоакустическую эмиссию под действием высокоэнергетического возмущения.
Например при землетрясениях, а также вследствие влияния приливных и инерционных сил, на границе блоков земной коры возникают деформационные волновые процессы [9]. Эти процессы инициируют вторичную сейсмическую активность в виде резонансов более низкого порядка (суточные и годовые) [6, 7]. Аналогично для быстрых геодинамических процессов можно предположить, что микроблоковая структура земной коры определяет пространственную длину волны данных процессов и, следовательно, несколько резонансных частот возбуждения среды, зависимых от скорости распространения P, S и поверхностных волн. Незначительные возмущения геофизической среды Si(ω, t) от слабых землетрясений на частотах 20 и 32 Гц свидетельствуют о изменчивости данной среды под действием волновых процессов в земной коре.
В целом можно заключить, что в дополнение к ранее полученным результатам [1] результаты данного исследования свидетельствуют о том, что структурные преобразования земной коры Si(ω, t) наблюдаются в процессе современных геодинамических мониторинговых измерений за слабыми землетрясениями и сейсмической эмиссией.
Авторы выражают искреннюю благодарность рецензентам Н.Н. Гриб и В.С. Имаеву за ценные замечания, советы и полезное обсуждение результатов данного исследования.
Работа выполнена в рамках программы фундаментальных исследований ДВО РАН «Дальний Восток» (проект 15-I-2-014).