Поиск новых подходов к объяснению механизмов взаимосвязи

Вестник ДВО РАН. 2013. № 3
УДК 539.3 + 550.343
Л.М. БОГОМОЛОВ
Поиск новых подходов к объяснению
механизмов взаимосвязи сейсмичности
и электромагнитных эффектов
Представлены новые данные об особенностях кратковременных вариаций слабой сейсмичности на территории северного Тянь-Шаня, контролируемой сейсмической сетью квазиреального времени. Показано, что эти
вариации с задержкой по времени коррелируют с воздействиями мощных импульсов тока при зондированиях
земной коры. Обсуждаются элементы физической модели, объясняющей наблюдения электроимпульсного стимулирования слабой сейсмичности.
Ключевые слова: слабая сейсмичность, суточное число событий, сейсмотектоническая деформация,
электромагнитный импульс, плотность тока, вибрации, фазовая скорость.
Search for new approaches to explain mechanisms of interrelations between seismicity and electromagnetic
effects. L.M. BOGOMOLOV (Institute of Marine Geology and Geophysics, FEB RAS, Yuzhno-Sakhalinsk).
New results have been presented concerning peculiar features of short-term variations of seismicity on the territory
of North Tien Shan controlled by quasi-real time seismic network. These variations correlate (with some time lag)
with impact of powerful current impulses during earth crust soundings. Elements of the physical model explaining
observations of electric pulses stimulation of weak seismicity have been discussed.
Kew words: weak seismicity, daily number of events, seismotectonic deformation, electromagnetic pulse, current
density, vibrations, phase velocity.
В настоящей работе продолжен анализ закономерностей потока сейсмических
событий, зарегистрированных при помощи цифровой телеметрической сети KNET [17]
на территории Бишкекского полигона (cеверный Тянь-Шань, Киргизия), где проводились
электрозондирования земной коры с применением мощных источников тока.
Основные результаты исследований, а также методика экспериментальных зондирований и адаптации методов обработки сейсмологических данных применительно к анализу
«откликов» на внешние воздействия приведены в работах [1, 2, 14–16, 18–20]. В данной
статье внимание сфокусировано на особенностях вариаций параметров потока сейсмических событий в период воздействий токовых импульсов. Представляет интерес сравнение
параметров очагов и интенсивности сейсмотектонических деформаций (СТД) в периоды
до и после совмещаемых дат экспериментальных зондирований. Стоит отметить, что метод совмещения окон наблюдений, или когерентного суммирования, весьма эффективен
для выделения закономерных вариаций (откликов) на фоне флуктуаций. Обнаружение
различий по данным СТД имеет принципиальное значение с точки зрения методологии:
причинно-следственная связь должна проявляться не только в статистике событий, но и в
изменениях каких-либо их параметров. Подразумевается, что если некоторый фактор обеспечивает механизм воздействия, то он как «инструмент» должен оставить след на «детали», в отсутствие же следа появление вариации следует считать случайным, даже если
совпадение весьма маловероятно по статистике. Интенсивность СТД, описывающая вклад
разрывов в деформационный процесс, может играть роль такого показателя, подобно
БОГОМОЛОВ Леонид Михайлович – кандидат физико-математических наук, заместитель директора (Институт
морской геологии и геофизики ДВО РАН, Южно-Сахалинск). E-mail: bogomolov@imgg.ru
12
традиционно используемым временным рядам деформации Беньоффа [16]. Для продвижения к пониманию механизмов преобразования электрической энергии в механическую
(в конечном счете в энергию сейсмоволн) определяющее значение имеет развитие физических моделей эффекта. Этому аспекту проблемы электромагнитных воздействий (ЭМВ)
также уделено внимание в данной работе.
Методика и результаты исследования
В качестве исходного материала использовали региональный сейсмический каталог, составленный по данным цифровой сети KNET, работающей в режиме реального
времени. Для исследования выбрана территория в пределах 41,5–43,5° с.ш., 73–77° в.д.
(зона Бишкекского полигона), где чувствительность сети KNET достаточна для регистрации событий энергетических классов по Раутиан K ≥ 7 (магнитуды не менее 1,7) практически без пропусков. В 2000–2005 гг. проведено 53 экспериментальных сеанса, в которых
макетировали воздействие импульсов МГД-генератора (модельные ЭМВ). В каждом эксперименте на первичный (возбуждающий) диполь подавали 200 однополярных импульсов,
генерируемых источником ЭРГУ-600-2 (описание приведено в работе [4]) с интервалом в
1 мин. Весь период эксперимента разделяется на три этапа. На первом этапе c периодичностью 1 раз в 35 сут проведено 18 сеансов зондирований 5-секундными импульсами,
на втором – 18 сеансов с 10-секундными импульсами, на третьем этапе периодичность
следования сеансов – 1 раз в 49 сут, длительность импульсов – 20 с. При статистическом
анализе параметров сейсмичности учитывается расписание экспериментальных зондирований [1, 2, 15].
В предшествующих работах основной характеристикой сейсмической активности считалось суточное число событий, произошедших на изучаемой территории, с
энергиями, соответствующими представительному диапазону энергетических классов [1, 2, 16]. Как упоминалось, методом совмещения периодов наблюдений (с датой экспериментальных зондирований) показано наличие кратковременного прироста сейсмической активности с задержкой в 5–7 сут после воздействий [1, 2, 15, 16].
Картина аналогична реакции геосреды на облучение электромагнитными волнами
при разрядах МГД-генераторов [19]. Однако в некоторых работах продолжена дискуссия относительно взаимосвязи между электромагнитными возмущениями и вариациями сейсмичности и относительно возможности разрядки избыточных напряжений в
геосреде [6, 11, 20]. Для случая МГД-генераторов проверка статистической значимости отклика сейсмичности выполнена с использованием непараметрического статистического теста Вилкоксона [18]. На большом статистическом материале показано,
что гипотеза о случайной активизации сейсмичности Гармского района Таджикистана после пусков МГД-генератора может быть принята с уровнем статистической значимости 0,001, а северного Тянь-Шаня (Бишкекский полигон) – с уровнем 0,005. Это
означает, что наблюдаемый прирост сейсмичности можно квалифицировать как высокозначимый [18]. В настоящей работе аналогичная проверка проведена для случая
экспериментальных зондирований c применением обычного источника (установки
ЭРГУ-600-2). Тест Вилкоксона для двух зависимых выборок применен следующим
образом. Задается ширина окна, в котором рассматривается число событий до и после
воздействия (от 1 до 17 ввиду периодичности экспериментальных зондирований 1 раз
в 35 сут [2, 15, 16]). Далее для каждого из 53 сеансов ЭМВ вычисляется разность между числом событий в интервалах после и до воздействия. Значения, совпавшие в двух
выборках, исключаются из рассмотрения. Оставшиеся значения ранжируются (начиная
с наименьшего), и определяются суммы рангов, соответствующих случаям положительных (T1) и отрицательных (-|T2|) разностей. По полученным данным вычисляется значение параметра z
13
z [min(T1 , T2 ) n(n 1) / 4]
n(n 1)(2n 1) / 24 ,
(1)
где n – число элементов после исключения нулевых значений.
Результаты расчета значений z и соответствующих вероятностей нулевой гипотезы –
случайного прироста числа событий приведены в таблице (согласно [7]).
Результаты расчета свидетельствуют, что альтернативная гипотеза (увеличение числа
событий после ЭМВ с задержкой в 5–7 сут), вероятность которой P = 1 – H0, может считаться значимой.
Для исследования проявлений электромагнитных зондирований в вариациях фокальных параметров и некоторых изменениях режима сейсмотектонических деформаций
(СТД) использован каталог фокальных механизмов, который содержит параметры очагов
землетрясений слабых сейсмических событий, произошедших внутри территории сети
KNET (более 800) в 1999–2008 гг. [17]. Из каталога сформированы 4 выборки: две из них
включали сейсмические события, которые произошли за 10 дней до ЭМВ и после него,
другие две – землетрясения, произошедшие за 17 дней до и после ЭМВ. При расчете СТД
использовали подход, описанный в работах [13, 17].
Значения параметра z
Глубина исследуемой области принята равной 30
из теста Вилкоксона
км. В работе [15] установлено существенное разлии вероятности нулевой гипотезы H0
чие между выборками «до» и «после» по угловым
Время от даты z
H0
распределениям числа событий по азимуту осей
ЭМВ, сут
сжатия (одному из фокальных параметров, часто ис5
-0,21
0,42
пользуемых в анализе). Различие заключается в том,
6
-0,45
0,33
что для выборок «до ЭМВ» направленность на се7
-0,86
0,19
веро-северо-запад выражена сильнее, чем для более
8
-1,25
0,1
широких распределений для выборок «после ЭМВ».
9
-1,47
0,07
Это изменение может отражать уменьшение коэф10
-1,21
0,11
фициента внутреннего трения и/или сцепления при
внешнем воздействии. В данной работе предпринята попытка сравнить интенсивность
СТД для событий из выборок до и после ЭМВ. Параметр интенсивности СТД выделен с
теоретической точки зрения, и его анализ представляет интерес, несмотря на трудности
вычисления (необходимость регуляризации алгоритмов). Поясним это обстоятельство.
Согласно работе [13], введенная в сейсмологии интенсивность СТД рассчитывается по
формуле
N
( I 6 )ik 1 / (G V 't ) ¦ M 0(D,ik) ,
(2)
D 1
где G – модуль сдвига, суммирование по a ведется по всем событиям, произошедшим за
время ∆t в рассматриваемом объеме V, M0,ik – тензоры сейсмических моментов, которые
связаны с площадью поверхности разрыва S и вектором сдвига bk хорошо известным выражением [13]
M0, ik = ½ G S (vi bk + vk bi),
(3)
где v – единичный вектор нормали к поверхности разрыва.
Для слабых и умеренных событий можно воспользоваться оценкой абсолютных величин сейсмических моментов в формуле (2) по магнитудам (M) с помощью приближенной
формулы (согласно работе [13]):
lg M0 = 1,6 M +15,4;
М = (К–4) /1,8.
(4)
Полученная при этом скалярная величина IΣ подразумевает максимальную компоненту тензора интенсивности СТД. Расчеты интенсивности СТД в период до и после ЭМВ
проводили для событий, энергии которых находятся в узком диапазоне 7 < K < 8,5. Это
14
позволило избежать разброса, вносимого более сильными событиями. Ввиду приближенности оценок IΣ и некоторой условности этой величины применительно к кратковременным интервалам значимым результатом является знак разности вычисленных интенсивностей по выборкам событий, произошедших в течение 10 сут до и после ЭМВ. В 33
из 53 случаев отмечен прирост интенсивности СТД (62%), в 16 – уменьшение (30%), в
4 – примерное равенство (8%). Если отобрать те эксперименты, для которых после ЭМВ
произошел прирост числа событий (что и определило общий прирост на кумулятивных
распределениях), то статистика будет следующей. Из 33 случаев окон с приростом числа
событий IΣ в 24 случаях увеличивается после ЭМВ (73%), в 9 – уменьшается (27%). В некоторых из «успешных» экспериментов IΣ уменьшилась после ЭМВ, но имеются примеры
возрастания этой величины в экспериментах, после которых зарегистрировано меньшее
число событий. Таким образом, соотношения неравенства между значениями IΣ в интервалах до и после внешних воздействий в целом подтверждают гипотезу об увеличении
деформаций за счет слабых событий. При этом знак неравенств для IΣ не всегда совпадает
со знаком изменения числа событий.
Новая физическая модель
Один из конкретных механизмов, описывающих прямое и обратное преобразование, – сейсмоэлектрический (электросейсмический) эффект при смещении проводящего
флюида в коллекторах относительно скелетного вещества. Но не исключено, что роль явлений электрокинетики в механизме ЭМ воздействий на среду преувеличена – об этом может
свидетельствовать пример термодинамически «замкнутой» системы [10], в котором электрокинетика не приводит к возникновению градиента давления (вопреки распространенным представлениям). Рассмотрим, следуя работе [5], особенности электроосмоса. Причина
движения – наличие избытка одноименных ионов вблизи твердой поверхности и у стенки в
наружной части пристеночного слоя. Электрическое поле вынуждает избыточные ионы смещаться. Если ионы, находящиеся непосредственно у стенки и образующие обкладку двойного слоя, не перемещаются – возникает перепад давления: это случай очень высокой вязкости
либо трения о стенки; в геоэлектрике, как правило, принимается данная модель (см. рисунок, а). Другой случай реализуется, когда у стенки возникает встречный поток (из-за
избытка ионов другого знака, чем с внутренней стороны двойного слоя – см. рисунок,
б, при одном и том же направлении поля Е); структура течения здесь показывает, почему
в этом случае может не возникать перепада давления по длине капилляра (изменяются только
удельные концентрации ионов [5]).
Альтернативой традиционным моделям электрокинетики может быть новая модель,
формулируемая по аналогии с другими средами, содержащими заряженные частицы. И в физике плазмы (случай ионизированных газов), и в микроэлектронике (случай
полупроводников с электронно-дырочными носителями зарядов) известен эффект возбуждения колебаний электрическим током. Для плазмы полупроводников существует
эффект возбуждения колебаний электрическим током, т.е. акустоэлектронное усиление
звуковых волн [9]. Это происходит, если средняя направленная скорость пучка электронов, пропорциональная плотности тока j, больше тепловой скорости ионов. Аналогичный
эффект возбуждения ионно-звуковых волн пучком электронов имеет место и в газоразрядной плазме. Сопоставление с эффектом Вавилова–Черенкова указывает на общность
возбуждения волн в среде при движении в ней объекта-включения (неоднородности) со
скоростью выше фазовой скорости волны. Влияние же колебаний на высвобождение накопленной энергии и трещинообразование в геосреде хорошо известно. Если вибрации
из жидкой фазы передаются в скелетное вещество, то естественно объяснять ими механизм воздействия импульсов ЭМ поля на геосреду: сначала происходит преобразование
энергии ЭМ поля в энергию колебаний, или упругих волн, затем наступает каскадная
15
Схема стационарного течения, вызванного потоком ионов в случае широких капилляров, с возникновением обратного потока у стенки (a) и потока в узких капиллярах (б), когда из-за адсорбции (трение о стенки) движение
у стенок исключено
активация трещинообразования – от наименьших размеров до магистрального разрыва и
сейсмической подвижки.
Рассмотрим возможность реализации первой стадии такого эффекта при зондированиях
земной коры мощными импульсами тока от МГД-генераторов или генераторной установки
ЭРГУ-600-2. Плотность токов в электролите в поро-трещинном пространстве при зондированиях заведомо меньше ионного тока насыщения даже вблизи первичного диполя. При этом средняя
токовая скорость всегда меньше звуковой, и, казалось бы, эффект возбуждения волн невозможен.
Однако в системах с узкими водозаполненными каналами могут распространяться интерфейсные волны, скорость которых значительно меньше скорости обычного звука [3,
21, 22]. Простейшим примером интерфейсных волн является волна Рэлея на поверхности
жидкости, скорость распространения которой vR = (gh)1/2 может быть весьма малой при
тонком слое жидкости h (vR составляет около 0,1 м/с для слоев с h ~ 1 мм). Согласно расчетам скорость интерфейсных волн в среде с узким каналом может быть того же порядка
или меньше, т.е. несколько сантиметров в секунду [3, 21]. Для таких скоростей вполне возможен эффект «накачки»: двигаясь со средней токовой скоростью, ионы догоняют «медленную» интерфейсную волну и передают ей часть своей энергии (т.е. подземный аналог
эффекта Вавилова–Черенкова).
В условиях водонасыщенных породных массивов обратное преобразование энергии
(по отношению к эффекту типа Вавилова–Черенкова) представляет собой разновидность
сейсмоэлектрического эффекта: генерация электрических токов и полей при смещении
флюидов относительно стенок коллекторов. Наиболее известны проявления этого эффекта при взрывах. Вполне вероятно, что именно этот эффект может объяснять недавние
аномалии естественного электрического поля Земли над залежью метана (в зоне, где имеется градиент обводненности) перед сильными землетрясениями в радиусе 500 км [12].
Действительно, пластические деформации на заключительной стадии подготовки землетрясения, а также форшоки могут сопровождаться более интенсивным перетеканием воды
в некоторой геофлюидной системе.
16
Проведем численную оценку пороговой плотности тока j0, соответствующей скорости
волны ~ 10-2 м/c. Для однозарядных ионов при их концентрации ni в растворе порядка
1018 м3 это значение составляет
(5)
j0 = e ni vR ~ 2·10-3 А/м2.
Такая плотность тока может достигаться при проведении зондирований на Бишкекском полигоне вблизи источника – первичного диполя. Эффекту способствует естественная концентрации инжектируемых в землю токов в каналах с жидкостью, образованных
полостями трещин.
Для оценки удаленности от источника, при которой еще может выполняться условие
j ≥ j0 (критерий эффекта возбуждения волн), воспользуемся формулами, описывающими
напряженность электрического поля первичного (электроразведочного) диполя в приближении однослойной модели электросопротивления среды [8]. В этом приближении зависимость абсолютной величины напряженности поля |E| от расстояния до центра диполя
описывается формулой
|E| = I k0 L / (2 π r3),
(6)
где I – сила тока в диполе, k0 – среднее удельное сопротивление среды, L – расстояние
между полюсами диполя, r – расстояние между пунктом измерения и центром диполя.
В заполненной водой трещине, простирающейся параллельно направлению электрического
поля, напряженность E можно считать равной (6) в силу непрерывности компоненты поля E,
параллельной поверхности раздела жидкость–твердая фаза. При этом плотность тока в жидкости определяется выражением
j = |E|/k = I (k0 /k) L /(2 π r3).
(7)
Для плотности тока (7) условие j ≥ j0 может выполняться при расстояниях от источника, не превышающих радиус rI, который имеет смысл радиуса эффективного влияния
зондирующих импульсов и равен
rI = [ (k0 /k) I L /(2π j0) ]1/3.
(8)
При подстановке значений параметров, соответствующих экспериментальным зондированиям на Бишкекском полигоне (I = 600 А, L ≈ 4200 м) [1, 2, 15, 16], величины j0 из (6)
и характерного значения отношения кажущегося удельного сопротивления к удельному
сопротивлению жидкости k0 /k ~ 106 формула (8) дает rI ≈ 60 км. Эта оценка хорошо согласуется с результатами анализа откликов суточного числа землетрясений на экспериментальные сеансы зондирований [2, 15, 16]. Стоит отметить, что согласно (8) увеличение
радиуса rI в 2 раза (до величины 120 км) требует увеличения произведения I L, т.е. дипольного момента, в 8 раз. Это возможно, например, для первичного диполя с удвоенной длиной
(8,4 км) и источника тока с амплитудой в 4 раза большей, чем ЭРГУ-600-2. А вот возможность
увеличения эффективного радиуса влияния ЭМ воздействий до 150 км (в 2,5 раза) проблематична, так как для этого требуется увеличить момент I L в 15,6 раза.
Таким образом, новое обращение к материалам экспериментальных ЭМ зондирований
и сейсмическим данным 2000–2005 гг. еще раз продемонстрировало, что возбуждение мощных импульсов тока в земной коре обладает определенным потенциалом для стимулирования слабой сейсмичности. Подтверждены выводы предшествующих работ об идентификации случаев кратковременного прироста суточного числа событий на территории северного
Тянь-Шаня в качестве откликов на ЭМ воздействия. Кроме того, получены новые данные о
таких откликах. Продемонстрировано, что для интерпретации и объяснения реакции среды
на электромагнитное воздействие, наряду с ранее предложенными подходами, могут также
быть полезными новые модели.
Материалы геофизического эксперимента представляют интерес и для обсуждения
перспектив использования электромагнитных зондирований для развития средств активного мониторинга в сейсмически опасных регионах России, в частности на территории
17
о-ва Сахалин и Курильских островов. Но перед проведением таких зондирований необходимы исследования, уточняющие геофизические региональные особенности, а именно сейсмические проявления воздействий естественных экзогенных факторов (таких как приливные возмущения и аномальные магнитные бури).
ЛИТЕРАТУРА
1. Богомолов Л.М., Сычев В.Н., Авагимов А.А. и др. Корреляционный анализ локальной сейсмичности на
Бишкекском геодинамическом полигоне в связи с проблемой активного мониторинга // Геофизика XXI столетия:
2005 год. М.: Науч. мир, 2006. С. 317–325.
2. Богомолов Л.М., Сычев В.Н., Боровский Б.В. и др. От исследований откликов акустической эмиссии на
образцах к сейсмическим проявлениям электротриггерных эффектов // Солнечно-земные связи и предвестники
землетрясений / отв. ред. Б.М. Шевцов. Петропавловск-Камчатский: ИКИР ДВО РАН, 2007. C. 75–83.
3. Виноградов Е.А. Реакция геофлюидных систем на сейсмическое воздействие: автореф. дис. ... канд. физ.мат. наук. М.: Ин-т динамики геосфер РАН, 2011. 24 с.
4. Волыхин А.М., Брагин В.Д., Зубович А.В. и др. Проявления геодинамических процессов в геофизических
полях. М.: Наука, 1993. 158 с.
5. Григоров О.Н. Электрокинетические явления. Л.: Изд-во ЛГУ, 1973. 196 с.
6. Гуфельд И.Л., Гусев Г.А., Собисевич А.Л. Правомерна ли постановка работ по предотвращению сильных
коровых землетрясений? // Урал. геофиз. вестн. 2005. № 7. С. 5–15.
7. Кендалл М., Стьюарт А. Статистические выводы и связи. Т. 2. М.: Наука, 1973. 892 с.
8. Колесников В.П. Основы интерпретации электрических зондирований. М.: Науч. мир, 2007. 248 с.
9. Красильников В.А., Крылов В.В. Введение в физическую акустику. М.: Наука, 1984. 400 с.
10. Ландау Л.Д., Лившиц Е.М. Электродинамика сплошных сред. Т. 8. Изд. 2-е. М.: Наука, 1982. 620 с.
11. Мухамедиев Ш.А. Предотвращение сильных землетрясений: реальная цель или утопия // Физика Земли.
2010. № 11. С. 49–60.
12. Паровышный В.А., Сеначин В.Н., Кочергин Е.В. Нестабильность геофизических полей над залежью
метана дает реальный путь к решению проблемы прогноза землетрясений // Вестн. ДВО РАН. 2011. № 6. С. 26.
13. Ризниченко Ю.В. Проблемы сейсмологии: избр. тр. М.: Наука, 1985. 408 с.
14. Смирнов В.Б., Завьялов А.Д. К вопросу о сейсмическом отклике на электромагнитное зондирование литосферы
Земли // Физика Земли. 2012. № 7/8. С. 63–88.
15. Сычев В.Н., Сычева Н.А., Богомолов Л.М., Боровский Б.В. О синхронизации вариаций сейсмической активности
на территории Северного Тянь-Шаня с режимом электромагнитных зондирований земной коры // Геодинамика и
напряженное состояние недр Земли. Новосибирск: ИГД СО РАН, 2010. С. 83–90.
16. Сычев В.Н., Авагимов А.А., Богомолов Л.М. и др. О триггерном влиянии электромагнитных импульсов
на слабую сейсмичность в связи с проблемой разрядки избыточных тектонических напряжений // Геодинамика и
напряженное состояние недр Земли. Новосибирск: ИГД СО РАН, 2008. С. 134–141.
17. Сычева Н.А., Юнга С.Л., Богомолов Л.М., Мухамадиева В.А. Сейсмотектонические деформации земной
коры Северного Тянь-Шаня (по данным определений механизмов очагов землетрясений на базе цифровой
сейсмической сети KNET) // Физика Земли. 2005. № 11. С. 62–78.
18. Тарасов Н.Т., Тарасов Н.В. Закономерности изменения сейсмичности при электромагнитных воздействиях
на сейсмоактивные зоны // Исследования в области геофизики. М: ОИФЗ РАН, 2004. С. 54–66
19. Тарасов Н.Т. Изменение сейсмичности коры при электрическом воздействии // ДАН. 1997. Т. 353, № 4.
С. 542–545.
20. Chelidze T., De Rubeis V., Matcharasgvili T., Tosi P. Influence of strong electromagnetic discharges on the dynamics of
earthquake time distribution in the Bishkek test area (Central Asia) // Annals of Geophysics. 2006. Vol. 49, N 4/5. P. 961–975.
21. Ferrazzini V., Aki K. Slow waves trapped in a fluid-filled infinite crack: implication for volcanic tremor
// J. Geophys. Res. 1987. Vol. 92. P. 9215–9225.
22. Hong D., Hovem J.M. Interface waves // Waves in fluids and solids / ed. by R.P. Vila. Rijeka, Croatia, 2011.
P. 153–176.
18