сейсмозондирование ледников
СЕЙСМОЗОНДИРОВАНИЕ ЛЕДНИКОВ
Сейсмические измерения на ледниках, т. е. изучение распространения в ледниках упругих волн с частотой 20—200 Гц, возбужденных искусственным путем с помощью взрывов или ударов. Волны претерпевают отражение и преломление на границах сред с различными упругими свойствами (разной скоростью распространения волн) и возвращаются к поверхности, где создают ее колебания, которые регистрируются сейсмоприемниками, преобразующими механические колебания в электрические для записи на осциллографной бумаге или магнитной ленте в виде сейсмограмм. Сейсмоприемники устанавливаются серией (косой) на разных расстояниях от пункта взрыва. Регистрируется время прихода, амплитуда, фаза, частота волн. Различаются методы отраженных (MOB) и преломленных (МПВ) волн. При взрыве образуются объемные — продольные (р), поперечные (s), поверхностные (L и R), звуковые и сложные волны. Все они различаются по скорости распространения (соответственно cp, Cs, Cr и т. д.). Наиболее интенсивны и информативны в гляциологии p-волны. В градиентных средах с постепенно меняющейся по глубине скоростью волн образуются рефрагированные волны.
Сейсмические исследования толщины ледников начаты в Альпах в 1926 г. и широко развивались в 30-е годы. В 50-х и 60-х годах большое внимание уделялось сейсмическим методам исследования свойств ледниковой толщи. Однако с 70-х годов этот метод вытесняется методами радиолокации ледников, но он сохраняет значимость в качестве независимого источника информации, имеющего другие пределы применения.
При малых толщинах ледников лучшие результаты дает МПВ, при больших —MOB [136]. Длина профилей сейсмозондирования на ледниках — сотни метров, расстояние между приемниками 20—30 м при MOB и 20—100 м при МПВ. Заряды взрывают в скважинах — во льду на глубине 1—4 м, в фирне на глубине 10—15 м на горных ледниках и 60 м в Антарктиде. Скорости распространения сейсмических волн неодинаковы: во льду Cp = 3600 ч- 3900 м/с, cs = 1700 4- 1950 м/с, в снегу и фирне меняются с ростом плотности р от 1000 до 3500 м/с, в среднем возрастая на 50 м/с на каждые 10 кг/м3, однако эта зависимость нелинейна. Скорости во льду зависят от его температуры (dcp/àt ~~ 2,5 м/с на I °С; dcs/dt « 1,2 м/с на 1 °С). Скорость p-волн вдоль главной с-оси кристаллов льда на 200 м/с превышает скорость в базальной плоскости, т. е. наблюдается зависимость C0 от анизотропии льда. Декремент поглощения (внутреннее трение), равный поглощению волны на участке пути в одну длину волны, для покровных ледников составляет 0,006, а для горных 0,150. Внутреннее трение зависит от минерализации льда и может служить средством его оценки. В рыхлой морене ср = 1200 ч- 1400 м/с, в мерзлых отложениях cp = = 3700 Ч- 4400 м/с, в коренном ложе cp > 5000 м/с.
На сейсмограммах, регистрирующих время прихода волн после взрыва, волны объединяются в три группы — поверхностные и пришедшие из фирновой толщи, отраженные и преломленные от ложа, преломленные через коренные породы. Выделение разных видов волн этих трех групп и определение по их скорости длины пути или, напротив, определение их скорости по длине пути составляет предмет интерпретации сейсмограмм. Аномально низкие скорости волн в придонном слое, напр., служат признаком залегания увлажненной или чрезвычайно льдистой донной морены. Сейсмическим методом получены данные о толщине Антарктического ледникового покрова более чем в 1000 пунктах, а также многих горных ледников, оценены геологические формации под ледниками, построены графики изменения плотности фирновой толщи с глубиной в Антарктиде и определена ее мощность, установлена анизотропия свойств в краевой и глубинной зонах Антарктического ледникового покрова.
А. Н. Кренке
