Океанология, 2020, T. 60, № 1, стр. 37-48

ВВЕДЕНИЕ

Приливы – это планетарное явление, т.е. воздействие на все тело Земли от ее центра до поверхности, на океаны и поверхностные воды, создающее эффекты, отражающиеся на всех видах высокоточных измерений [1]. Известно, что приливы являются единственным геофизическим явлением, где априори, с очень высокой точностью известна сила воздействия. Отношение масс Земля–Луна и Земля–Солнце определено с точностью 2 × 10^–6, а частота орбитального движения и ее вариации, такие как частота вращения Земли, известны до 7-й цифры. Если бы орбиты Земли и Луны были круговыми и лежали в одной плоскости, то имелись бы две приливные компоненты: одна лунная и одна солнечная полусуточная волна. Наклонение плоскостей орбит по отношению к экватору, эллиптичность обеих орбит, эвекция и вариация, обусловленные изменениями эллиптичности лунной орбиты Солнцем – все эти воздействия вызывают разделение основных спектральных линий и образование большого количества приливных компонент [6, 7]. В 1883 г. Д. Дарвин опубликовал первое гармоническое разложение приливного потенциала из 39 членов. В настоящее время имеется несколько новых разложений, содержащих 1200 волн. Приливный “гармонический” анализ, предложенный Кельвином в 1868 г., сейчас основывается на методе наименьших квадратов с использованием специальных цифровых фильтров для разделения трех лапласовых серий приливов перед выделением наибольшего количества спектральных линий в зависимости от длины записи. Максимальная величина гравиметрического прилива – 240 мкГал (~2 × 10^–7 от нормального значения ускорения силы тяжести; 1 мкГал = 10 нм/с²). Приливный эффект для Земли описывается в рамках статической теории [6, 7, 17, 25], с учетом неупругости мантии – в рамках квазистатической теории [12], а с учетом эффекта жидкого ядра Земли – в рамках динамической теории жидкого ядра (резонанс на суточных периодах – до 2% в амплитуде) [6, 7, 12]. Современные модели приливной деформации рассчитываются путем численного интегрирования системы дифференциальных уравнений для всей Земли, состоящей из уравнений движения, уравнения Пуассона и реологического соотношения напряжение – деформация. Учитываются распределения по глубине: плотности, упругих модулей, притяжения и сжатия каждого слоя Земли [6, 7, 12, 25].

Исследование морских приливов в океанах и отдельных морях является сложной задачей [2–6, 8, 12]. Вклад эффекта океана в гравиметрические результаты на континентах и островах достигают 10% от эффекта приливной деформации Земли. Эти явления описываются в рамках динамической приливной теории Мирового океана. Здесь, помимо вынужденных приливных волн, появляются свободные колебания и резонансы, которые зависят от многих параметров (высота статического прилива на невозмущенной поверхности, трения на дне океана, вязкой турбулентной диссипации, глубины океана, вязкости воды, силы Кориолиса, высоты свободной поверхности океана и т.д.). Некоторые авторы полагают, что вихревая диссипация существенна в глубоких океанах, а донное трение важно в мелких морях. Известна важная роль приливной диссипации в Мировом океане в эволюции Земли, в частности, в изменении скорости вращения Земли. В последние десятилетия приливные модели Земли и Мирового океана активно используются в спутниковых технологиях для навигации (VLBI, GPS), в исследованиях климата и временных вариаций в параметрах гидросферы планеты (GRACE), для расчета поправок в высокоточные гравиметрические наблюдения, при газовой съемке и в других геофизических измерениях, где учитываются эффекты на уровне деформаций 10^–8 или соответствующих напряжений в земной коре (0.01 бар).

Задача наших исследований – провести оценку существующих моделей приливной деформации Земли (WD93 и DDW99) и приливных моделей океана (SCW80, CSR3, FES95, ORI96, CSR4, FES02, GOT00, NAO99, TPX06 и FES04) на разных расстояниях от побережья, рассмотреть особенности приливной реакции в прибрежной зоне.

РЕЗУЛЬТАТЫ ГРАВИМЕТРИЧЕСКИХ ИЗМЕРЕНИЙ НА ПРОФИЛЕ

Высокоточные измерения современными приборами на профиле от Атлантического побережья Франции до Сахалина и Приморья выполнялись впервые. Наблюдения приливных вариаций силы тяжести проводились в полосе от 42 до 55° с.ш. и от 0° до 143° в.д. Исследовались волны суточного и полусуточного диапазонов. Известно, что амплитуды полусуточного прилива имеют максимум на экваторе, а на полюсах принимают нулевое значение. Суточные приливы принимают максимальные значения на широтах +45° и ‒45° при максимальном склонении возмущающего тела. Этими соображениями определяется среднеширотный выбор положения профиля (рис. 1, табл. 1). Высоты пунктов наблюдений составляли от 35 (мыс Шульца) до 550 м (Талая, Байкал).

Для измерений на трансконтинентальном профиле использованы мобильные цифровые гравиметры ЛаКоста-Ромберга различной модификации: LCR402, LCR906 и Gphone111 [1, 13]. На юге Приморья исследования дополнены измерениями уровня моря в заливе Посьета датчиком давления с разрешением в 1 см. Дискретизация цифровой записи на гравиметрах составляла – от 1 до 60 с. Продолжительность непрерывных измерений от 1 года до 3 лет, что позволяет надежно выделять и разделять более 10 волн приливного спектра. Анализ моделей проводился по наиболее сильным волнам полусуточного и суточного диапазонов. Почасовые данные обрабатывались приливными программами: ETERNA, ANALYSE-ETERNA и VAV03-VAV04 [22, 23, 26]. Тестирование гравиметров проводилось на базовой станции Международного приливного центра ICET (Королевская Обсерватория Бельгии, Уикль, Брюссель, координаты 50.7986° с.ш., 4.3581° в.д.). Уровнемерные данные обрабатывались по программам, используемым океанологами.

Анализ начинаем с результатов, полученных на внутриконтинентальных станциях, потом рассмотрим результаты, полученные на западе на побережье Атлантического океана. Далее двигаемся на восток до побережья Охотского и Японского морей. Проанализируем следующие приливные модели мирового океана: SCW80, CSR3, FES95, ORI96, CSR4, FES02, GOT00, NAO99, TPX06 [9–11, 15, 16, 18, 19, 21]. В расчетах океанической модели SCW80 [20] использована сетка с разрешением 1° × 1°. Позднее с широким применением спутниковых данных происходит постоянное уточнение моделей по сетке с ячейками размером до 10 км.

Остановимся на гравиметрических экспериментальных результатах и расчетах влияния океана для внутриконтинентальных станций Ключи (под г. Новосибирск) и Талая (в 6 км от берега озера Байкал), расположенных на расстояниях более трех тысяч километров от побережья Северного Ледовитого и Тихого океанов. В результате приливного анализа получаем два параметра: амплитудный фактор – это безразмерная величина, отношение амплитуд и фазовое запаздывание относительно приливной силы. Если бы Земля была абсолютно твердой, то гравиметр измерял бы только приливную силу – астрономический прилив, а приливный фактор, отношение измеренной амплитуды к астрономической, был бы равен единице. Реальная Земля дает увеличение приливного фактора на 15–16%. Теоретические значения амплитудного гравиметрического фактора (δ = A/A_th = A_{теоретическая-Земля}/A_{астрономическая}) в средних широтах Евразии для главных приливных волн (суточная О1 и полусуточная М2) для статической упругой модели Земли WD [25] и квазистатической модели DDW99 [12] приведены в табл. 2.

Учет влияния океана можно проиллюстрировать, используя векторные соотношения [17] (рис. 2). В этом случае океаническая компонента – это приливный нагрузочный вектор L, при построении которого принимаются во внимание прямое притяжение водных масс, изгиб земной поверхности и соответствующее изменение потенциала. Приливным анализом, для главных приливных волн мы определяем амплитуду A и разность фаз α, т.е. вектор A(A, α). Амплитудный фактор δ определяем как отношение A/A_th [17], т.е. амплитуда A по отношению к астрономической приливной амплитуде A_th. Модельный приливный фактор строим на основе приливной амплитуды R(R = A_thδ_DDW, 0), вычисленной по негидростатичной неупругой модели DDW99 [12], и океанического нагрузочного вектора L(L, λ), вычисляемого по приливным моделям океана для каждой волны. Модельный вектор A_m (A_m, α_m) получаем как:

Модельный амплитудный фактор δ_m просто выражается через отношение A_m/A_th. Таким путем моделируется вектор из выражения: В то же время откорректированный вектор определяется из соотношения: Далее строим остаточный вектор B(B, β), получаемый как (рис. 3). И откорректированный остаток. Свидетельством хорошего соответствия модели является минимизация вектора X(X, χ).

Экспериментальные результаты для суточной волны О1 и полусуточной волны М2, полученные по данным цифрового гравиметра ЛаКоста Ромберга G 402, приведены в табл. 3. Здесь же представлены модельные расчеты с использованием модели Земли DDW99 [11] и океанических моделей: SCW80 и FES02, CSR4, GOT00, TPX06 [9–11, 15, 16, 18–21]. В таблице показаны значения, средние для группы моделей океана, построенных по уровнемерным данным в портах: SCW80, и для групп моделей, построенных по альтиметрическим спутниковым данным: FES02, CSR4, GOT00, TPX06. Стандартное отклонение при расчете моделей океана в среднем составляет для всех станций профиля для амплитудного фактора 0.0012 (для фазового запаздывания 0.079°) для суточной волны О1 и, соответственно, 0.0018 (0.099°) для полусуточной волны М2.

В результате для внутриконтинентальных станций согласно экспериментальным данным по суточным (О1) и полусуточным волнам (М2), отклонение амплитуд от приливной модели составляет менее долей процента (табл. 3). Вклад океанического прилива в фазовое запаздывание составляет от 0.1° до 0.3°, а отклонение от моделей, учитывающих влияние океана, не превышает 0.05°–0.08° и находится в пределах ошибки наблюдений.

Рассмотрим результаты, полученные в прибрежной зоне на западе профиля. В сводной табл. 4 приведены данные анализа для станции Минипли в Аквитании (Menesplet, Франция, 110 км от берега Бискайского залива Атлантического океана, цифровой гравиметр LCR906).

В восточной части профиля рассмотрим данные по станциям: Забайкальское (Хабаровский край, в 290 км от берега Татарского пролива Японского моря, цифровой гравиметр LCR G 402) и Южно-Сахалинск (остров Сахалин, в 35 км от берега Охотского моря, цифровой гравиметр LCR G 402). Пример гравиметрической цифровой записи прилива на станции Южно-Сахалинск (ИМГ ДВО РАН, о. Сахалин) с 20 по 30 августа 2005 г. приведен на рис. 3.

В табл. 4 приведено сравнение модельных данных (модель DDW99 + модель Швидерского и современные приливные модели океана) с экспериментальными результатами, полученными с помощью цифровых гравиметров ЛаКоста Ромберга, по западной и восточной части трансконтинентального приливного профиля. Отметим, что наибольшее влияние на фазу (6°) получено в зоне влияния Бискайского залива в Атлантическом океане (Аквитания, Франция) для полусуточной волны М2. В восточной части профиля полученное влияние достигает полутора градусов, что в пределах ошибки (от 0.02 до 0.2°) хорошо соответствует модельным представлениям. Вклад в амплитуду достигает 5% и хорошо коррелирует с результатами моделирования. Различаются влияния океана для западной и восточной частей профиля. Так, в зоне влияния Атлантики сильнее вклад океана в полусуточный диапазон (см. табл. 3, по волне М2 сильное влияние для амплитуды и для фазы), а для восточных морей в зоне Тихого океана сильнее влияние в суточном диапазоне (см. табл. 4, значения амплитудного фактора δ).

Используя векторные соотношения (1–5), можно оценить корректность выбора океанической компоненты (приливного нагрузочного вектора L), представительность котидальных карт и наземных измерений, проанализировав соотношение векторов B = A – R и L по косинусным и синусным компонентам: B cos β с L cos λ и B sin β с L sin λ. Графически результаты сравнения по отдельным станциям профиля представлены на рис. 4. Здесь мы имеем по осям значения в фазе: δ cos α (горизонтальная ось) и вне (вертикальная ось): δ sin α (динамический эффект, т.е. океанический вклад). По горизонтальной оси – сравнение амплитуды для волны М2 (полусуточная), а именно – разность относительно астрономической амплитуды A_th для каждой станции. Результаты такого анализа для восточной части профиля от Новосибирска до Южно-Сахалинска приведены на рис. 4. Показана остаточная часть амплитудной и фазовой реакции на приливную силу тяжести для станций профиля, расположенных в центре континента и далее к океану. Из анализа результатов, представленных на рис. 4, можно видеть увеличение вклада океанического прилива до 12 нм/с² = 1.2 микрогал при смещении на восток к Тихому океану. При отсутствии влияния океана результаты располагались бы вдоль горизонтальной оси почти на нулевом значении вертикальной оси. Как видим из рис. 4, модельные оценки хорошо соответствуют экспериментальным результатам. Заметим, что, убирая все моделируемые эффекты (модель отклика Земли, модель океанической нагрузки и притяжения) из наблюдений, можно исследовать другие эффекты: неупругость коры и мантии, горизонтальные неоднородности, корреляцию с тепловым потоком, диссипацию в ядро-мантийном слое Земли.

Продолжением гравиметрических приливных исследований на Дальнем Востоке явились измерения на научном полигоне “Мыс Шульца” ТОИ ДВО РАН, которые проводятся здесь различными типами приборов с 2010 г. Цифровой гравиметр Gphone111 используется для мониторинга силы тяжести на полигоне с 2012 г. Станция гравиметрических наблюдений расположена на юге Приморья, мыс Шульца, полуостров Гамова (координаты пункта гравиметрических измерений – 42.58° с.ш., 131.16° в.д., пункт расположен в 130 м от берега бухты Витязь в заливе Посьет Японского моря, рис. 5). На пункте одновременно проводятся измерения смещений земной поверхности методом космической геодезии различными типами двухчастотных геодезических приемников [1]. Абсолютным гравиметром ГАБЛ здесь выполняются ежегодные измерения неприливных вариаций силы тяжести, в которых отражаются эффекты катастрофических землетрясений Дальнего Востока [1].

Гравиметрические измерения проводятся на массивных постаментах в специальном подземном бункере с пассивной термостабилизацией. Цифровой комплекс гравиметра Gphone111 имеет 18 каналов при 1 – секундной записи. Для анализа использовался канал № 1 и канал № 8, т.е. прямая запись с маятника гравиметра и вариации атмосферного давления на пункте. Результаты анализа данных измерений за период с 2012 по 2014 гг. приведены в табл. 5. В табл. 6 показаны результаты сравнения экспериментальных результатов и модельных расчетов для 10 моделей океана. Приливный анализ данных гравиметрических измерений по программам приливного анализа ETERNA и VAV04 показал одинаковые результаты (табл. 5 и 6). Сравнение экспериментальных результатов с модельными оценками свидетельствует о значительном отличии как в амплитудном факторе, так и в фазовом запаздывании. Фазовое запаздывание достигает 0.5° при ошибке измерений в 0.01°, амплитудное – до 1% при ошибке в 0.02%.

С другой стороны, выбор приливной модели океана для расчета поправок в результаты может быть проведен на основании анализа данных уровнемерной приливной станции мониторинга цунами, расположенной в западной части залива Посьет (координаты пункта наблюдений – 42.65° с.ш., 130.88° в.д.). Измерения выполнялись с помощью датчика давления, разрешение составляет 1 см. Экспериментальная запись морских приливов представлена на (рис. 6). Приливный анализ данных уровнемерных наблюдений показал хорошую сходимость результатов с приливными моделями океана CSR4 и FES02 (табл. 7), хотя эти измерения менее точны по сравнению с гравиметрическими.

В итоге, имеем для результатов анализа уровнемерных данных хорошее соответствие модельным оценкам (приливные модели океана CSR4 и FES02) для главных (по амплитуде) суточных и полусуточных волн. Более точные гравиметрические результаты показывают расхождение с модельными оценками, значительно превышающее ошибки измерений.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В заключение следует отметить, что результаты гравиметрических измерений, полученные на станциях трансконтинентального профиля на расстояниях от 3000 до 35 км от берега моря, показали хорошее соответствие современным приливным моделям океана NAO99, GOT00, FES02, CSR4, TPX06. Модели влияния Атлантического и Тихого океана на средних широтах в целом удовлетворяют требованиям высокоточных гравиметрических измерений, эффект рассчитывается до 0.1 микрогала (0.1 мкГал = 1 нм/с²). Расхождение с моделями обнаружено на юге Приморья, на пункте, расположенном в 130 м от берега бухты Витязь залива Посьет Японского моря, Тихого океана. Известно, что амплитуда полусуточных приливов в большинстве районов Тихого океана меньше, чем в Атлантическом. Эти закономерности отмечены в полученных нами экспериментальных результатах. Заметим, что из 13 морей, омывающих территорию Российской Федерации, только Берингово и Японское моря имеют средние глубины в полтора километра (1640 и 1539 м) и максимальные более 4 км (4420 и 4224 м). В Японском море шельф развит слабо, граница проходит в 30 км от суши, глубины до 200 м занимают 27% всей площади и приходятся в основном на Татарский пролив [5]. Наблюдения на станции, расположенной на берегу бухты Витязь (размеры бухты – 4 на 2 км, глубина 30 м, с островами на выходе из бухты), выявили расхождения с существующими модельными оценками для Японского моря. Природа расхождений может быть связана с особенностями собственных колебаний в бухте Витязь залива Посьет Японского моря, т.к. существующие модельные сетки (10 на 10 км) не могут точно отразить резонансы в небольшой бухте. С другой стороны, результаты могут быть проинтерпретированы в рамках реологических многослойных моделей земной коры, астеносферы, верхней мантии и, возможно, связаны с существованием астеносферы на границе континента. Так, есть представления, что кроме зоны субдукции, окаймляющей с востока Японские острова, существует вторая слабовыраженная субдукционная зона, простирающаяся от Японского моря и уходящая на запад под Приморье [14, 24]. Для районов, расположенных на окраине континентов в зоне субдукции эффекты запаздывания земных приливов по отношению к приливному потенциалу (0.5°) можно связать с наличием вязкой астеносферы. Различные реологические модели для фазовых запаздываний приливов на разных частотах рассматривались в работе [17]. В таком случае, используя реологическую модель Максвелла, получаем значение вязкости для астеносферы региона порядка η ~ 10¹⁷–10¹⁸ Па с. Заметим, что в этой области отмечается повышенный тепловой поток, а значения вязкости соответствуют расчетам, полученным для астеносферы в зоне Курильских островов [24]. В целом, остается задача интерпретации приливных параметров, полученных на полигоне мыс Шульца. Здесь требуется моделирование собственных колебаний по более мелкой сетке (минимум 1 на 1 км и менее) с учетом глубин, течений, изрезанности берегов и наличием островов. С другой стороны, для вычисления поправок в результаты гравиметрических, геофизических и геодезических измерений могут быть использованы эмпирические оценки (например, табл. 5 и 6).

Благодарности. Авторы выражают глубокую признательность сотрудникам полигона “Мыс Шульца” ТОИ ДВО РАН за постоянное содействие при проведении наблюдений.