Физика Земли, 2022, № 4, стр. 30-45

ВВЕДЕНИЕ

Наблюдаемые на земной поверхности геомагнитные вариации регистрируются в достаточно широком диапазоне периодов: от вековых вариаций (длительностью десятки–сотни лет) до вариаций длительностью несколько минут ‒ доли секунд. Столь же широк диапазон процессов, информацию о которых эти вариации приносят: движения в жидком ядре Земли, геомагнитные пульсации, представляющие собой короткопериодные колебания геомагнитного поля и характеризующиеся квазипериодической структурой, занимая ультранизкочастотный (УНЧ) диапазон частот от мГц до Гц, шумановские резонансы, ионосферный альвеновский резонатор, шумовой сигнал увеличенной амплитуды вблизи грозовых фронтов и квазипериодические сигналы после спрайтов, прохождение солнечного терминатора и внутренних атмосферных волн через ионосферу [Брагинский, 1982; Куницын, Шалимов, 2011; Сомсиков, 1983; Троицкая, Гульельми, 1969; Belyaev et al., 1990; Fraser-Smith, 1993; Fullekrug et al., 1998; Shalimov, Bosinger, 2006; 2008]. Во всех этих исследованиях источником магнитных сигналов считают магнитосферу, ионосферу или атмосферу.

Кроме этого, существуют измерения в УНЧ диапазоне, приуроченные ко времени подготовки (за несколько часов–дней до события) достаточно сильных (с магнитудой М ≥ 7) землетрясений и рассматриваемые как предвестники приближающегося события (см., например, [Собисевич и др., 2009; 2010; Fraser-Smith et al., 1990; Hayakawa et al., 1996; Kopytenko et al., 1993]). Авторы подобных исследований убеждены в литосферном происхождении регистрируемых сигналов. Согласно гипотезе, эти сигналы обусловлены разрушением среды в зоне очага или в пределах зоны подготовки [Сурков, 2000]. Однако подобные результаты разрозненных наблюдений не имеют строгого обоснования, а некоторые из них оспариваются (см., например, [Костерин и др., 2015; Куницын, Шалимов, 2011; Thomas et al., 2009a; 2009б]). При этом возражения основываются на тщательном учете других, не литосферных, источников УНЧ вариаций, о которых сказано выше.

С другой стороны, появление УНЧ сигналов после землетрясений, казалось бы, не вызывает сомнений в их источнике. Так, после землетрясения в Тохоку (2011 г., магнитуда 9), на магнитометрической обсерватории Харьковского университета (расстояние до эпицентра 7830 км) были обнаружены цуги колебаний геомагнитного поля с периодом 400–900 с, которые могли быть вызваны воздействием сейсмических и акустико-гравитационных волн на ионосферную плазму. При этом первым соответствовали скорости 2.2–3.5 км/с, вторым – 250–800 м/с. Амплитуда наблюдавшихся цугов магнитных колебаний достигала 1.5–2.5 нТл, а длительность – 60–80 мин [Черногор, 2019]. Кроме этого, были обнаружены длиннопериодные (20, 60 и 100–120 мин) почти синхронные геомагнитные вариации с амплитудой 4–8 нТл, последовавшие за землетрясением. При этом станции располагались на расстояниях 640‒7200 км, а время начала вариаций после события было 16.5 мин для ближайшей станции и 21.5 мин – для самой дальней. Существенно, что время запаздывания переднего фронта этих возмущений увеличивалось при увеличении расстояния между эпицентром и пунктами наблюдений, причем их амплитуда при этом убывала. Это дало основание автору [Черногор, 2019] сделать вывод, что, скорее всего, возмущения геомагнитного поля переносились медленными МГД волнами (скорости этих волн – несколько десятков км/c [Сорокин, Федорович, 1982; Сурков, 2000]). Таким образом, хотя и дано указание на источник возмущений, но пока нет ясности распространяется ли этот вывод на другие, менее сильные (чем землетрясение в Тохоку) события.

В свете сказанного выше экспериментальное исследование УНЧ вариаций геомагнитного поля, регистрируемых на земной поверхности и приуроченных к сильным удаленным землетрясениям, а также анализ возможных источников этих вариаций, представляется актуальным. Особенностью этих вариаций является очень близкое по времени появление похожих по спектральному составу колебаний на магнитометрических станциях, удаленных друг от друга на тысячи километров. Поэтому тщательное исследование источников вариаций позволит ответить на вопрос в какой степени они могут быть обусловлены сейсмическими событиями или иными причинами.

ИСПОЛЬЗУЕМЫЕ ДАННЫЕ И МЕТОДЫ

При выполнении настоящих исследований в качестве исходных привлекались данные регистрации магнитной индукции на земной поверхности, выполненной на обсерваториях международной сети ИНТЕРМАГНЕТ. Географические координаты и месторасположение обсерваторий приведены в табл. 1. На каждой из обсерваторий выполняется трехкомпонентная регистрация геомагнитного поля.

В настоящей работе также привлекались данные регистрации геомагнитного поля на среднеширотной Геофизической обсерватории “Михнево” Федерального государственного бюджетного учреждения науки Института динамики геосфер им. акад. М.А. Садовского РАН, Россия, Московская область, п. Михнево (MHV, координаты: 54.959° N; 37.766° E).

Регистрация геомагнитных вариаций на MHV выполнялась с помощью автоматического феррозондового магнитометра LEMI-018i с точностью измерений 10 пТл. Результаты регистрации геомагнитного поля на обсерватории “Михнево” размещены на сайте Института динамики геосфер РАН [http://www.idg.chph.ras.ru/~mikhnevo/].

Чтобы обеспечить возможность проведения сопоставления, данные магнитной регистрации приводились к единой географической системе координат и к всемирному координированному времени (UTC). Для анализа использовались ряды цифровых данных, сформированные с дискретностью 1 мин.

В настоящей работе в качестве примера рассматриваются вариации геомагнитного поля в период землетрясений, произошедших в Японии с 2018 по 2021 гг. с магнитудой, превышающей 6 (табл. 2). При этом анализировались геомагнитные вариации, сопутствующие мелкофокусным сейсмическим событиям, которые характеризовались глубиной очага от 30 до 50 км.

На первом этапе выполнялся отбор событий с привлечением данных о вариациях геомагнитных станционных K (обсерватории MHV [http://www.idg.chph.ras.ru/~mikhnevo/] и KAK [http://www.kakioka-jma.go.jp]) и Kp индексов [https://www.gfz-potsdam.de/en/kp-index/] и с привлечением данных о сейсмических событиях и их параметрах [https://earthquake.usgs.gov/].

Кроме анализа изменения временных вариаций, обусловленных сейсмическими событиями, в настоящей работе в качестве основного метода исследования использовался спектральный анализ. Здесь следует отметить, что основное назначение спектрального анализа – выделение частот регулярных составляющих сигнала, зашумленного помехами. В дополнение к спектральному анализу геомагнитных вариаций, зарегистрированных на разных обсерваториях в период землетрясений, в настоящей работе выполнялся анализ спектра вариаций B_z-ММП¹¹ [https://omniweb.gsfc.nasa.gov/form/dx1.html].

При выполнении исследований спектры вычислялись методом периодограмм. Здесь следует отметить, что применение других видов спектрального анализа (оценка спектральной мощности методом Уэлча, методом Ломба–Скаргла, методом Юла–Уокера) [Адушкин и др., 2021] к цифровым данным, используемым в настоящей работе, показало целесообразность использования классических преобразований Фурье. Использование этого вида вычислительно эффективно и в рассматриваемом диапазоне периодов (от 5 до 40 мин) позволяет выделить все спектральные гармоники, как и при применении других видов спектрального анализа.

В основе классического метода спектрального анализа лежит применение дискретного преобразования Фурье (ДПФ) [Александров, 2002]:

прямого:

обратного:

где: Δt − шаг дискретизации; i соответствует времени ${{t}_{i}} = i\Delta t$; k – частоте ${{f}_{k}} = \frac{n}{{k\Delta t}}$.

Исходная неусредненная форма периодограммной оценки спектра мощности [Марпл, 1990; Кривошеев, 2006]:

ВРЕМЕННЫЕ ВАРИАЦИИ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ В ПЕРИОД ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ В ЯПОНИИ

СПЕКТРАЛЬНЫЙ АНАЛИЗ ВАРИАЦИЙ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ В ПЕРИОД ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ В ЯПОНИИ

Как показывает анализ временных вариаций геомагнитного поля, в период землетрясений в геомагнитных записях проявляются квазипериодические колебания с периодами от 15 до 40 мин. С целью получения более детальной информации об их частотном составе в настоящей работе выполнялось спектральное оценивание⁶⁶.

В качестве примера на рис. 4 приведены спектры горизонтальной B_x-составляющей геомагнитного поля на разных обсерваториях за 24.01.2018 г. Как видно из рис. 4, спектры геомагнитных вариаций характеризуются рядом спектральных гармоник: 5.3‒5.8 мин, 7.5‒8.8 мин, 11.6‒13.2 мин и 17‒17.5 мин.

Помимо спектрального анализа геомагнитных вариаций в приземном слое атмосферы в ходе настоящих исследований анализировался спектральный состав вариаций компонент межпланетного магнитного поля (вмороженного в солнечный ветер), в частности, B_z-ММП как показателя вариаций геомагнитного поля, обусловленных процессами в солнечном ветре. Несмотря на то, что магнитосфера и плазмосфера должны экранировать подобные вариации, в действительности экранировка действует как высокочастотный фильтр [Kelley, 1989], и периоды вариаций менее 8 ч способны проникать с высоких широт на низкие.

В качестве примера на рис. 5а приведен спектр вариаций B_z-ММП за 24.01.2018 г. Анализ спектра, представленного на рис. 5а, показал, что гармоники с периодами 5‒6, 8‒9 и 12‒13 мин, отмеченные в спектре геомагнитных вариаций, отчетливо проявляются и спектре вариаций B_z-ММП. Однако присутствующая в геомагнитном спектре гармоника с периодом 17 мин не проявляется в спектре вариаций B_z-ММП. Можно предположить, что гармоники (5‒6, 7‒9 и 12‒13 мин) обусловлены процессами в солнечном ветре. Это предположение подтверждает вычисление кросс-спектров между B_z-ММП и горизонтальной B_x-составляющей геомагнитного поля на разных магнитных обсерваториях.

Таким образом, наблюдаемые на земной поверхности вариации геомагнитного поля (5‒6, 7‒9 и 12‒13 мин), приуроченные к сейсмическим событиям, могут быть обусловлены нестационарными процессами в солнечном ветре. Соответственно, эти геомагнитные вариации не могут иметь непосредственного отношения как к процессу подготовки землетрясения, так и к эффектам последействия.

На рис. 6 представлены результаты спектрального оценивания вариаций горизонтальной B_x-составляющей геомагнитного поля в период землетрясений 20.12.2020 г. В спектрах на различных расстояниях присутствуют гармоники (5‒6.5, 8‒9.5 и 11‒13 мин), которые по нашему предположению связаны с процессами в солнечном ветре. Эти же гармоники наблюдаются и спектре B_z-ММП (рис. 5б). Кроме того, во всех геомагнитных спектрах (рис. 6) четко проявляется гармоника с периодом 15‒17 мин. Однако в больших периодах несколько различается спектральный состав геомагнитных вариаций на близко расположенных к эпицентру обсерваториях и удаленных. В спектрах геомагнитных вариаций на расстоянии от 360 (MMB) ‒ 1800 (PET) км идентифицируются колебания с периодами 21–24 мин и 30‒40 мин, а в спектрах на расстояниях от 3100 (IRT) ‒ 8300 (LLV) км четко проявляются только колебания с периодами 21‒24 мин⁷⁷.

Интерес представляет спектральный анализ вариаций геомагнитного поля в период последнего отобранного сейсмического события (08.01.2019 г.). В целом в этом случае спектры схожи со спектрами геомагнитных возмущений в период сейсмического события 20.12.2020 г. (примеры вычисленных геомагнитных спектров приведены на рис. 7). Однако почти на всех обсерваториях наблюдается доминирование гармоники 11‒13 мин, которая также доминирует в спектре B_z-ММП (рис. 5в). В спектрах геомагнитных вариаций в период землетрясения 08.01.2019 г. идентифицируются колебания с периодами 30‒40 мин.

ДЛИННОПЕРИОДНЫЕ ГЕОМАГНИТНЫЕ ВАРИАЦИИ, ПРИУРОЧЕННЫЕ К СЕЙСМИЧЕСКИМ СОБЫТИЯМ

Как показал анализ предыдущего раздела, не все геомагнитные вариации, наблюдаемые на среднеширотных станциях и приуроченные к удаленным землетрясениям, можно связать с вариациями B_z-MMП. Можно было бы думать, что вариации с периодами больше 13 мин, присутствующие в спектрах анализируемых событий, каким-то образом обусловлены воздействием землетрясений на геомагнитное поле Земли. Здесь, однако, возможны различные сценарии.

Прежде всего, если рассматриваемое возмущение обусловлено землетрясением, то эпицентр является источником акустико-гравитационных волн (АГВ). В частности, акустическая волна, распространяясь до нижней ионосферы (время распространения до нижней ионосферы – около 5 мин), может приводить к возмущениям ионосферной плазмы непосредственно над эпицентром, откуда затем в ионосфере распространяются как атмосферные внутренние гравитационные волны (ВГВ), так и МГД волны [Гохберг, Шалимов, 2008]. Скорости ВГВ в нижней ионосфере ограничены скоростью звука, скорости МГД волн достигают нескольких десятков км/c [Сорокин, Федорович, 1982].

Остановимся подробнее на анализе задержки регистрации геомагнитного возмущения на обсерваториях, расположенных на разном расстоянии от эпицентра землетрясения 20.12.2020 г. (табл. 4). Для ближайших обсерваторий KAK (560 км) и MMB (360 км) задержка регистрации геомагнитного возмущения составила 28 и 20 мин соответственно. Если принять во внимание, что горизонтальная составляющая атмосферных внутренних гравитационных волн 0.3‒0.4 км/с, то можно утверждать, что именно с ними вероятно связана задержка регистрации геомагнитного возмущения на обсерваториях KAK и MMB. Анализ данных, приведенных в табл. 4, демонстрирует, что на расстояниях свыше 900 км скорость распространения магнитного сигнала значительно выше. Например, расстояние в 980 км магнитное возмущение преодолевает за 5 мин, а в 8300 км за 36 мин, т.е. скорость распространения в этих случаях составляет 3.3 и 3.8 км/c соответственно. Это соответствует скоростям распространения медленных МГД волн в ионосфере.

Аналогичные результаты были получены для сейсмического события 08.01.2018 г. На ближней станции KNY (95 км) задержка 15 мин вероятно обусловлена приходом внутренней гравитационной волны. Запаздывание регистрации магнитного возмущения на остальных обсерваториях связано с распространением до пункта наблюдения МГД волны (6.3‒10.4 км/с⁸⁸).

Кроме этого, возможно распространение ВГВ непосредственно из источника (эпицентра) прямо в ионосферу над пунктом наблюдения. Действительно, из дисперсионного соотношения для незатухающих ВГВ имеем:

где ${{\omega }_{g}}$ ‒ частота Брента–Вяйсяля. При условии ${{k}_{z}} \gg {{k}_{x}}$ получим, что групповая скорость направлена почти горизонтально. Волна, распространяющаяся от земной поверхности на горизонтальное расстояние L_⊥, достигнет ионосферной высоты h (в рассматриваемом случае h ~ 10² км), когда:

Соответственно, период волны, который должен наблюдаться посредством наземного магнитометра, равен $T \approx {{T}_{g}}\left( {{{{{L}_{ \bot }}} \mathord{\left/ {\vphantom {{{{L}_{ \bot }}} h}} \right. \kern-0em} h}} \right)$, т.е. он будет зависеть от горизонтального расстояния, на котором производится наблюдение. При стандартной вертикальной скорости ВГВ порядка 40 м/c она окажется над точкой наблюдения приблизительно через 40 мин и тогда возможен вклад ВГВ в ионосферное возмущение, которое могло быть обусловлено более ранним приходом МГД волны. Из этой формулы следует, что для событий 08.01.2019 г. (период вариаций 40 мин) и 20.12.2020 г. (период вариаций 20‒30 мин) возможный основной вклад в ионосферное возмущение произойдет на расстояниях 800 км и 400‒600 км соответственно.

Для события 24.01.2018 г. необходима другая интерпретация, поскольку ионосферное возмущение с периодом 15 мин и его регистрация посредством наземных магнитометров началась за 5 мин до основного толчка. Развитие ионосферного возмущения для рассматриваемых периодов может быть обусловлено типичными ионосферными волновыми возмущениями, наблюдаемыми как вне связи с сейсмическими событиями, так и вне связи с геомагнитными возмущениями (считается, что эти ионосферные возмущения обусловлены нестабильным полярным вихрем [Frissell et al., 2016]). Речь идет о дневных среднемасштабных перемещающихся ионосферных возмущениях (Medium Scale TIDs), которые имеют протяженность по фронту более 2000 км, обычно наблюдаются зимой и в равноденствие, имеют длины волн 300–1000 км, периоды 10–60 мин и распространяются со скоростями 100–200 м/c на юго-восток до полудня, на юго-запад – после полудня; в промежуточные часы наблюдается переход от одного режима распространения к другому, в результате чего хорошо организованные фронтальные структуры исчезают из-за суперпозиции MSTIDs, распространяющихся в разных направлениях [Kotake et al., 2007; Tsugawa et al., 2007].

Оценка амплитуды магнитного возмущения на земной поверхности от таких MSTIDs с длиной волны ${{\lambda }_{0}} \geqslant h$ имеет вид [Куницын, Шалимов, 2011]:

Для типичных величин ${{\Sigma }_{P}} \approx 1$ Ом^‒1, ${{\Sigma }_{H}} \approx 3{{\Sigma }_{P}}$, $\Delta {{\Sigma }_{{0P}}} \approx \Delta {{\Sigma }_{{0H}}} \approx 0.1{{\Sigma }_{P}}$, ${{E}_{{0x}}} \approx {{E}_{{0y}}} \approx 1.5$ мВ/м находим ${{B}_{x}} \approx 1$ нТл, что соответствует эксперименту.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Таким образом, использование цепочки наземных среднеширотных магнитометрических пунктов наблюдения, разнесенных на расстояния в несколько тысяч километров, позволило исследовать интенсификацию вариаций геомагнитного поля, приуроченную к ряду сильных удаленных землетрясений. Оказалось, что спектральные пики вариаций в диапазоне 5‒13 мин (диапазон магнитных пульсаций Рс5‒Рс6) на среднеширотных станциях могут быть обусловлены соответствующими вариациями компонент межпланетного магнитного поля, связанного с процессами в солнечном ветре. На это влияние вариаций компонент ММП обращают недостаточно внимания.

Геомагнитные вариации с периодами больше 13 мин интерпретированы как результат распространения медленных магнитогидродинамических (МГД) волн, возбужденных в ионосфере акустическим импульсом после землетрясений. Однако показано, что не менее важным механизмом генерации наземных геомагнитных вариаций оказывается обычно недооцениваемое прохождение перемещающихся ионосферных возмущений, которые существуют в ионосфере всегда.