Ионосферное возмущение в ближней зоне эпицентра землетрясения на о. Хоккайдо 25 сентября 2003 г. Текст научной статьи по специальности «Физика»

Ионосферное возмущение в ближней зоне эпицентра землетрясения на о. Хоккайдо 25 сентября 2003 г.

Э.Л. Афраймович(а1га@18гОгк.ги), Э.И. Астафьева, В.В. Кирюшкин Институт солнечно-земной физики, СО РАН

1. ВВЕДЕНИЕ

Исследованию ионосферного отклика на возмущения, возникающие при импульсном воздействии на земную атмосферу (землетрясения, взрывы вулканов, промышленные взрывы, запуски ракет, подземные испытания), посвящено множество работ [Row, 1967; Павлов, 1979, 1986; Li et al., 1994; Rudenko, Uralov, 1995; Calais at al., 1995, 1998, 2003; Afraimovich et al., 2001; Афраймович и др., 2001, 2002; Ахмедов, Куницын, 2003, 2004, и др]. При этом во многих случаях значительная доля энергии исходного атмосферного возмущения оказывается сосредоточенной в акустической ударной волне [Row, 1967; Павлов, 1979, 1986]. В литературе для обозначения ионосферного отклика ударной волны используют термины, отличающиеся различной физической интерпретацией, в том числе «ударно-акустическая волна (УАВ)» или более общее обозначение «ионосферное возмущение (ИВ)» [Павлов, 1979, 1986; Li et al., 1994].

В настоящее время основные параметры, характеризующие ионосферный отклик УАВ во временной области (форма, амплитуда, период), исследованы достаточно широко. Следующим шагом является детальное исследование пространственно-временных характеристик УАВ: измерение скорости и динамики распространение фронта УАВ, и на этой основе определение местоположения и время воздействия импульсного источника ИВ. Это необходимо также для селекции УАВ, возникающих при техногенных воздействиях, от ИВ естественного происхождения, таких как эффекты магнитных бурь, погодные фронты, тропосферная турбулентность и струйные течения, солнечный терминатор.

Методы анализа вариаций полного электронного содержания (ПЭС), измеренного при трансионосферном зондировании двухчастотными навигационными сигналами GPS, оказались весьма продуктивным для решения поставленной задачи.

В работах [Афраймович и др., 2001; Afraimovich et al. 2001] был разработан метод определения параметров УАВ (включая фазовую скорость, угловые характеристики волнового вектора УАВ, направление на источник и его положение) с помощью элементарной 3-компонентной GPS-решетки, расположенной в дальней зоне источника (приближение плоского фронта возмущения). В отличие от известных радиофизических методов этот метод дает оценку параметров УАВ без априорных сведений о месте и времени момента импульсного воздействия.

Однако методы [Афраймович и др., 2001; Afraimovich et al. 2001] применимы только тогда, когда фронт волны возмущения в пределах анализируемой области распределения ПЭС мало отличается от плоского, что оказывается неприемлемым для совместного анализа данных далеко разнесенных станций GPS (в том числе и в обсуждаемом эксперименте). В связи с этим, актуальна задача определения характеристик УАВ, зафиксированной в ближней зоне точечного источника, т. е. когда сферичностью фронта волны пренебречь нельзя [Афраймович и др., 2002].

Дальнейшее развитие метода GPS-детектирования УАВ основано на использовании концепции фазированной антенной решетки (ФАР). В основу положен предложенный в

работе [Afraimovich, 2000] принцип когерентной обработки вариаций ПЭС в ионосфере, измеренных одновременно для всей совокупности лучей на ИСЗ, на всех выбранных для анализа станциях сети GPS, составляющих неэквидистантную ФАР. Когерентная обработка полученных вариаций ПЭС использует известные алгоритмы ФАР. В зависимости от вида анализируемого возмущения выбирается вид комплексной характеристики ФАР, соответствующей пространственно-временным свойствам данного возмущения.

Целью настоящей работы является определение характеристик ионосферного отклика на главный толчок землетрясения 25 сентября 2003 года в 19:50:07 UT в 60 км юго-восточнее острова Хоккайдо с магнитудой М=8.3.

2. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ЭКСПЕРИМЕНТА

Эпицентр землетрясения (Ф=41.8°, Л=143.85°) находился на глубине 27-33 км под водой между Курильской и Японской впадинами (рис.1). В районе эпицентра будущего

землетрясения было зарегистрировано 10 форшоков с

магнитудами 3.9-5.7.

Землетрясение сопровождалось цунами по всему побережью Японских островов. В последующие 5 дней было зафиксировано больше 100 афтершоков магнитудой от 3.8 до 7.4. Приведенные сведения получены по данным сайта

http://www.neic.cr .usgs.gov.

Данные GPS с 30-с разрешением в стандартном формате RINEX [26],

используемые в данном исследовании, представлены на сайте http://sopac.ucsd. edu/cgi-bin/dbDataByDate.cgi.

Геометрия эксперимента представлена на рис. 1. Звездочкой отмечено положение эпицентра землетрясения. Жирными точками и крупным шрифтом отмечены положение и названия станций GPS.

3. ПЕРВИЧНАЯ ОБРАБОТКА ДАННЫХ GPS. МЕТОД ПРОСТРАНСТВЕННО-

ВРЕМЕННОЙ ОБРАБОТКИ

Исходными данными для формирования пространственно-временного распределения ионосферных откликов УАВ являются временные ряды высокочастотных вариаций ПЭС dI(t) и соответствующие им ряды азимута as(t) и угла места 0s(t) луча зрения на ИСЗ.

Широта (N)

136 138 140 142 144 146 148 150

Долгота (Е)

Рис. 1.

Методика обработки данных подробно описана в работах [Afraimovich et al., 2001; Афраймович и др., 2001, 2002]. Соответствующие временные зависимости исходных рядов «наклонного» Ii(t) для USUD; PRN13 (слева) и MIZU; PRN24 (справа) представлены на рис. 2а и 2ж. Отфильтрованные в диапазоне 1-10 мин зависимости dIi(t) для всех 10 лучей даны на панелях б-е; ж-м рис. 2.

Из рис. 2 видно, что на фоне медленных изменений ПЭС уверенно выделяются обусловленные распространением УАВ

быстрые колебания N-образной формы, параметры которых лежат в следующих пределах: амплитуда A меняется от 0.1 до 0.25 TECU (TECU - Total Electron Content Units - единица ПЭС, равная 1016 м-2), а период возмущения AT - около 500 с.

Для устранения

неопределенности локализации ионосферного отклика УАВ, вызванной интегральным характером значения ПЭС, будем считать, что значение ПЭС формируется в точке пересечения луча зрения на ИСЗ с плоскостью на высоте hd выше максимума ионизации области F2 ионосферы, которая вносит основной вклад в

формирование ПЭС. Ниже во всех расчетах мы принимали hd=400 км, наиболее соответствующей ночным условиям эксперимента

(около 06:00 LT). Географические координаты подыоносферной точки (Ф,Л) определяются как

координаты проекции на поверхность Земли точки пересечения луча зрения на ИСЗ с плоскостью на высоте hd. Траектории подыоносферных точек приведены на рис.1 тонкими линиями.

Вычислив координаты подыоносферных точек для моментов tmm (этот момент для MIZU; PRN13 обозначен на рис. 2б), определим пространственное положение ионосферного отклика УАВ. При этом положение каждого луча на ИСЗ определяется значениями 9s(t) и as(t) для моментов времени tmin. Определив моменты времени tmin,i для каждого ряда dIi(t) и

-0.3 0.1

3 о

ш

t -0.2 -0.3 0.1

MIZU; PRN 13

TSKB; PRN 13 -1-1-1-1

о

-0.1

-0.3

/\Л

USUD;PRN 13 -1-1-""

о

0.1 —I 0

§ -0.2 -0.3

0.1 —I ~ 0 -0.1

о

-0.3

д.

KGNI; PRN 13

KMSV; PRN 13

-1—^n

1-1-1

19.5 20 20.5 Время, UT

Ж.

3.

-a _| MIZU ; PRN 24

-0.2 -

о

0.1 0

-0.1 —

-0.3

и.

TSKB; PRN 24 —1—I—1—I—1—I

0.1 —

О

о —^VV^^AyAv

-0.1 —

K.

- -0.2 -0.3

0.1 —I

3 о

ш

^ -0.2

-0.3 0.1

0

USUD; PRN 24

О

-0.1 — t -0.2 --0.3

Л.

KGNI; PRN 24

M.

KMSV. PRN 24 ——1—I 19.5 20 20.5 Время, UT

Рис. 2.

соответствующие координаты (Ф^ Л^ подыоносферных точек, получаем пространственно-временное распределение ионосферных откликов УАВ (рис.1, рис. 2).

Значения tmin>i, для каждого луча «приемник GPS-ИСЗ», по которому

зафиксированы ионосферные отклики, приведены в Таблице 2. Для удобства дальнейших расчетов широта и долгота подыоносферных точек пересчитываются в горизонтальные декартовы координаты (х;, у;) топоцентрической системы координат, в которой начало совпадает с одной из подыоносферных точек - опорной точкой O (x0, у0). В этом приближении воображаемые детекторы расположены на горизонтальной плоскости; ошибка такого приближения растет при увеличении расстояния между станциями GPS.

За опорную точку принимаем положение ионосферного отклика УАВ с минимальным значением времени tmin. Для рассматриваемого события это подыоносферная точка MIZU; PRN13 с временем tmin,0=20.058 UT. Тогда временной ряд ПЭС с удаленным трендом dI0(t) для GPS-станции MIZU; PRN13 также будем считать опорным.

Используем упрощенную модель, в которой эпицентральный излучатель УАВ при землетрясении подменяется точечным источником УАВ, расположенным на высоте hs в ионосфере. При hs=0 км он совпадает с эпицентром землетрясения. Фронт УАВ представляет собой полусферу, распространяющуюся над поверхностью Земли с постоянной скоростью. Возможные рефракционные эффекты, возникающие при распространении акустического возмущения от источника до подыоносферной точки, в первом приближении игнорируем. Кроме того, не учитываем преобразование амплитуды отклика ПЭС на прохождение УАВ, которое определяется пространственным затуханием амплитуды УАВ, ракурсными соотношениями между волновым вектором возмущения, направлением на ИСЗ и ориентацией вектора магнитного поля.

При этих условиях алгоритм пространственно-временной обработки сводится к суммированию предварительно сфазированных рядов dIi(t) к опорному ряду dI0(t), в результате чего получаем полный сигнал пространственной сборки рядов ПЭС с удаленным трендом:

diz (t) = di0(t) + м (t-Дт) (1)

i=1

где Лт^^шахД^шах.о) -время сдвига 1-го ряда относительно опорного ряда Р

- количество суммируемых рядов.

Вследствие того, что полезные колебания ПЭС, обусловленные распространением УАВ, в каждом суммируемом ряде хорошо коррелированы между собой, а фоновые шумовые колебания некоррелированы (см. рис.2 б-е; з-м), отношение сигнал/шум в полном сигнале пространственной сборки возрастает не менее чем в ^Р раз.

Время сдвига суммируемых рядов будем определять следующим образом:

Дт

ДРн,г , (2)

К

где Лрьд=(рьд-рм) - разность горизонтальных удалений 1-ой и опорной подыоносферных точек от источника ИВ; ¥},}1=Уг/со$в - горизонтальная составляющая скорости распространения ИВ, Уг - радиальная скорость.

Скорость Ун,г зависит от величины угла места в нормали к волновому фронту возмущения в г-й подыоносферной точке. С учетом принятой модели сферического фронта УАВ величина этого угла определяется отношением горизонтального и радиального удаления 1-й подыоносферной точки от источника ИВ:

соэв = .

«р2 + н2

В свою очередь, выражение для Лрьд имеет вид:

РКг =л/( X - Хи )2 +(У, - У и )2 ' (4)

где (xi,yi) - координаты i-ой подыоносферной точки; (хи,уи) - координаты источника ИВ.

В этом случае с учетом того, что начало выбранной топоцентрической системы координат совпадает с опорной подыоносферной точкой (т.е. х0=0 и у0=0), выражение (2) принимает вид:

Ат = (л1 (х, - хи)2 + (У, - У и)2 - У хи2 + Уи2 \1(х, - хи)2 + (У, - ~Уи) (5)

Тогда для всей совокупности подыоносферных точек, в которых зафиксированы ионосферные отклики УАВ, имеем систему из (Р-1) уравнений:

Дг = ^1(х1 - хи )2 +(У1 - Уи )2 -4 хи2 +Уи2 \1(х1 - хи )2 +(У1 - Уи) 1

Дт = ^Р-Х - хи )2 + ((р-! - Уи У - V хи 2 + Уи2 У(хР-1 - хи )2 + ((р-! - Уи У (б)

' ^ д/ (хр-1 - хи)2 + ((р-1 - У и У + к,2

Приближенное решение полученной системы ищется численно из условия минимума среднего квадрата временных невязок левых и правых частей уравнений в. Невязку удобно оценить также как ско а разности между положением подыоносферных точек для моментов ^тд и положением этих точек, вычисленным для итоговых значений координат источника и значения скорости.

С помощью формул (2-6) были вычислены значения координат Фя и Ля, момента времени ^ и запаздывания включения источника ИВ 5t относительно момента времени главного толчка а также радиальной скорости Уг перемещения ИВ и пространственной невязки а для различных значений высоты предполагаемого источника ИВ (Таблица 1).

Координаты источника, время и запаздывание включения источника ИВ, скорость перемещения ИВ для различных значений высоты

Таблица

hs, км 5h, км Фь E° Ль№ t0, UT 5t, c Vr, м/с Vv, м/с ст, км

0 400 42,6 143,8 20 594 700 673 6,8

100 300 42,8 143,8 19,989 554 700 541 6,9

200 200 43 143,6 19,95 414 650 483 6,5

300 100 43 143 19,907 259 600 386 6,2

400 0 43,2 143,6 19,842 25 550 - 6

- - 41,8 143,85 19,835

4. ОБСУЖДЕНИЕ результатов

Об обнаружении методом GPS-просвечивания ионосферных возмущений, предположительно генерируемых вертикальным смещением земной поверхности непосредственно в эпицентральной зоне землетрясения, сообщается в работах [Row, 1967; Afraimovich et al., 2001; Афраймович и др., 2001]. Результаты настоящей работы

подтверждают это предположение. Однако конкретный механизм формирования непосредственно самого возмущения все еще не ясен.

Общепринятой считается модель ионосферного возмущения при землетрясении, в которой источником возмущения является не сам эпицентр, а область в ионосфере над эпицентром [Row, 1967; Павлов, 1979, 1986; Ахмедов, Куницын, 2003, 2004]. Согласно этой модели, на ионосферные высоты волновое акустические возмущение проникает только в узком секторе зенитных углов меньше 20°. Остальные волны захватываются в акустический волновод волны и не достигают ионосферных высот. Наш эксперимент вполне согласуется с такой моделью (см. ниже).

Геометрия эксперимента в вертикальной плоскости представлена на рис^. Здесь 5h и р - высотное и радиальное удаление детектора ИВ от вторичного источника ИВ, локализованного на высоте hs (обозначено жирными точками). Предполагается, что детектор ИВ локализован в окрестности главного максимума электронной концентрации на высоте 400 км (обозначен на оси ординат закрашенным ромбом). Стрелками дано обозначение волновых векторов ИВ, распространяющегося от вторичного источника до детектора с радиальной скоростью Vr и акустического возмущения, распространяющегося от эпицентра

землетрясения до вторичного источника в ионосфере с вертикальной скоростью Vv.

На рис. 3б данные Таблицы 1 приведены в виде графика зависимости от высоты hs времени запаздывания включения источника 5t (пунктир), радиальной скорости Vr (тонкая кривая) и вертикальной скорости Vv (жирная кривая). Как видно из рис.3, наименьшее значение невязки получено для высоты hs = 400 км.

Полученные нами оценки скорости Vr близки к скорости звука C на высоте порядка 400 км [Li et al., 1994]. Таким образом, принятое выше значение высоты hd=400 км, на которой расположен воображаемый детектор ИВ, вполне согласуется с высотной зависимостью скорости звука C(h) [Li et al., 1994].

Рис. 3 Значение скорости

распространения V=700 м/с, определенное методом [Афраймович и др., 2002], немного меньше оценок, представленных в [Afraimovich et al., 2001; Афраймович и др., 2001]. В этих работах фазовая скорость УАВ, измеренная с помощью GPS-решеток в дальней зоне эпицентров землетрясений в Турции 17 августа и 12 ноября 1999 г., составила соответственно V=1173 м/с и V=1157 м/с.

Интересно сравнить результаты пространственно-временной обработки [Афраймович и др., 2002] с оценками средней скорости распространения УАВ Va, определяемой по запаздыванию At=tmin-t0 и известной длине пути L между эпицентром землетрясения и подыоносферной точкой. Длина пути L определяется по дуге большого круга. Соответствующие данные представлены в Таблице 2.

Основные параметры ионосферных откликов при землетрясении на о. Хоккайдо:

Таблица 2.

Станция -PRN tmin, UT Omin, ° Л • ° 1 »mm? AT, c St, ч Va, м/с

1 MIZU -13 20,067 42,654 145,847 600 0,232 428

2 USUD-13 20,1 40,498 143,528 510 0,265 352

3 KSMV-13 20,117 40,763 146,244 360 0,282 376

4 TSKB-13 20,108 40,337 145,112 570 0,273 364

5 KGNI-13 20,092 40,613 145,088 510 0,257 374

6 MIZU-24 20,158 39,723 140,804 417 0,323 398

7 USUD-24 20,3 36,759 138,349 871 0,465 483

8 KGNI-24 20,325 35,832 139,795 838 0,49 467

9 TSKB-24 20,308 36,724 139,986 838 0,473 431

10 KSMV-24 20,3 36,099 140,884 748 0,465 455

Как можно заметить, полученные таким образом значения скорости в среднем в 1.5 раза меньше, чем определенные выше значения Vr (Таблица 1). Это различие можно объяснить тем, что длина пути L определяется вдоль земной поверхности, а детектирование производится в области главного максимума электронной концентрации на высоте 400 км. Это удлиняет путь в нашем случае в 1.5 раза. Это согласуется с тем, что источником возмущения является не сам подземный толчок, а вторичный источник, расположенный на высоте hs в ионосфере, и включается он позже, чем происходит толчок.

Как можно убедиться, результаты определения координат источника ИВ (Ф8=43.0°, Л8=143.0°) методом пространственно-временной обработки хорошо согласуются с координатами эпицентра землетрясения (Фе=41.8°, Ле=143.85°). Точность определения положения источника ИВ этим методом составляет соответственно около 60 км. Отличие полученным значений от истинных (определенных по сейсмическим данным) можно объяснить тем, что в используемом здесь методе [Афраймович и др., 2002] использовалось приближение плоской земли, которое на расстояниях порядка 500 км дает соответствующее отклонение.

Присутствие зонального и меридионального ветров на ионосферных высотах приводит к смещению и деформации волнового фронта и, соответственно, появлению зависимости интенсивности акустической волны от направления распространения. При этом решающую роль играет градиент скорости ветра [Li et al., 1994; Ахмедов, Куницын, 2003, 2004]. Это может объяснить смещение горизонтального положения вторичного источника возмущения в ионосфере относительно эпицентра землетрясения.

5. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

С помощью разработанного авторами метода пространственно-временной обработки распределения вариаций полного электронного содержания, полученных по данным станций GPS, расположенных в ближней зоне землетрясения вблизи о. Хоккайдо 25 сентября 2003 г. (магнитуда 8.3 балла), определены координаты эпицентра, время главного толчка и скорость распространения ионосферного возмущения, вызванного землетрясением. Указанные параметры хорошо согласуются с истинными координатами эпицентра и временем толчка (сейсмические данные), а также с результатами, полученными ранее при анализе ионосферных возмущений во время сильных землетрясений 17.08. и 12.11 1999 г. в Турции, 4.06.2000 г. на Южной Суматре и 13.01.2001 г. вблизи побережья Центральной Америки.

Полученные в работе результаты согласуются с моделью ионосферного возмущения при землетрясении, в которой источником возмущения является не сам эпицентр, а область в ионосфере над эпицентром [Row, 1967; Павлов, 1979, 1986; Ахмедов, Куницын, 2003, 200].

С целью более детального исследования пространственного затухания волны, дисперсионных свойств атмосферы, определения фазовой и групповой скорости распространения волнового пакета ИВ, представляет большой интерес использование предложенного метода для большего количества станций GPS [Calais et al., 2003].

Авторы благодарны С.В. Воейкову за помощь при первичной обработке данных. Эта работа выполнена при поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (гранты 00-05-72026 и 03-05-64100), а также гранта N НШ-272.2003.5 государственной поддержки ведущих научных школ Российской Федерации. Мы благодарим сотрудников Scripps Orbit and Permanent Array Center (SOPAC) за предоставление используемых в настоящей статье первичных данных глобальной сети наземных двухчастотных приемников GPS.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Афраймович Э.Л., Е.А. Косогоров, А.В. Плотников, А.М. Уралов. // Физика Земли.

2001. Т.67. C.16.

2. Afraimovich, E.L., N.P. Perevalova, A.V. Plotnikov and A.M. Uralov. // Annales Geophysicae. 2001. V.19. P.395.

3. Афраймович Э.Л., В.В. Кирюшкин, Н.П. Перевалова. // Радиотехника и электроника.

2002. Т.47. N7. С.822.

4. Afraimovich E.L.// Radio Sci. 2000. V.35(6).P.1417.

5. Ахмедов Р.Р., В.Е. Куницын. // Вестник Московского Университета. Серия 3. Физика. Астрономия. 2003. N3. С.38.

6. Ахмедов Р.Р., В.Е. Куницын. // Геомагнетизм и аэрономия. 2004. Т. 44. N1. С.1.

7. Павлов В.А. // Изв. ВУЗов. Радиофизика. 1979. Т.22. С.18.

8. Павлов В.А. // Геомагнетизм и аэрономия. 1986. T.26. N.5. C.807.

9. Calais, E., and J.B. Minster. // Geophys. Res. Lett. 1995. V.22. P.1045.

10. Calais, E., J.B. Minster, M.A. Hofton, and M.A.H. Hedlin. // Geophys. J. Int. 1998. V.132. P.191.

11. Calais, E., J.S. Haase, J.B. Minster. // Geophys. Res. Letters. 2003. V.30. N.12. 1628, 10.1029/2003GL017708.

12. Li, Y.Q., A.R. Jacobson, R.C. Carlos, R.S. Massey, Y.N. Taranenko, and G. Wu. Geophys. Res. Lett. 1994. V.21. P.2737.

13. Row, R.V. // J. Geophys. Res. 1967. V.72. P.1599.

14. Rudenko, G.V., A.M. Uralov. // J. Atmos. Terr. Phys. 1995. V.57. P.225.