В.И. Горельчик, А.В. Сторчеус
Внижних горизонтах земной коры и переходном от коры к мантии слое (интервалглубин 20-40 км) под Ключевским вулканом выявлена зона с аномальнымифизическими свойствами, имеющая эффективную вязкость на несколько порядковменьше, чем в астеносфере. Многолетними (1977-1996 гг.) сейсмологическиминаблюдениями установлено, что в этой зоне существуют длительно действующиеисточники генерации глубоких длиннопериодных (ГДП) землетрясений, которые имеютиную генетическую природу, чем вулкано-тектонические и тектоническиеземлетрясения в исследуемом районе. В качестве гипотезы, наиболееудовлетворительно объясняющей наблюдаемые кинематические и динамическиехарактеристики ГДП событий под Ключевским вулканом, предлагается рассматриватьвозникновение импульсов давления в магме. Причиной появления таких импульсовмогут быть быстропротекающие фазовые переходы в ограниченных объемахметастабильной магмы. Таким процессом, по нашему мнению, может быть отделениегаза в следствие спонтанной (взрывной) полимеризации низкомерных форм силикатовв расплаве.
Введение
Внастоящее время все разнообразие сейсмических сигналов, регистрируемых навулканах, ряд исследователей [3,31,32 и др.] предлагают разделить на двеосновные группы в зависимости от физической природы генерирующих источников.
Перваягруппа включает сейсмические события, возникающие в твердой среде в результатехрупкого разрушения пород под действием сдвиговых и растягивающих напряжений,создаваемых активными магматическими процессами, и распределенных в достаточнобольшом объеме, окружающем магматические каналы и очаги. Эти землетрясенияназываются />вулкано-тектоническими (ВТ),поскольку по механизму очага [7,21] и виду записи они практически неотличимы отчисто тектонических землетрясений. ВТ землетрясения характеризуются четкимивступлениями волн P и S и быстро спадающей кодой, преобладающие частоты лежат вшироком диапазоне от 1 до 15 Гц [40]. Термин «вулкано-тектоническиеземлетрясения» впервые был предложен Г.С.Горшковым при изучениисейсмичности Северной группы вулканов на Камчатке [4]. ВТ землетрясениявозникают в районах активных и потухших вулканов как единичные события, так ироями длительностью от часов и дней до недель или месяцев. Часто этиземлетрясения являются первыми признаками возобновившейся вулканической активности(долгосрочные предвестники) [22,29,41,45 и др.]. Известно множество примеровзначительного усиления ВТ сейсмичности непосредственно перед началом извержений(краткосрочные предвестники) [2,8,22 и др.]. Вторая группа сейсмическихсигналов состоит из источников, в которых активную роль в генерациисейсмических волн играют флюиды. К этой группе землетрясений относятся такназываемые длиннопериодные (ДП) события: неглубокие ДП землетрясения, взрывныеземлетрясения, вулканическое дрожание (в.д.), сейсмические сигналы,сопровождающие дегазационные процессы в магме, и другие эруптивные явления[31]. По сравнению с ВТ, ДП землетрясения характеризуются более низкочастотнойквазимонохроматической кодой, четко выраженной пиковой формой спектра, диапазонпреобладающих частот лежит в интервале от 0,5 до 5 Гц [45]. Как показалотеоретическое моделирование [4,32-36], характеристики природных сигналов,зарегистрированных от ДП событий на вулканах, подобны записям синтетическихсигналов, генерируемых трещинами или каналами, заполненными жидкостями ифлюидами и возбужденными меняющимся давлением. В этом смысле ДП землетрясениямогут быть индикаторами пульсаций или перестройки давления в динамическиактивных магматических системах и, следовательно, содержать ценную прогностическуюинформацию как о начале, так и о развитии извержений, в частности, что особенноважно, о приближении катастрофической стадии извержения, как это было в 1991 г.на вулкане Пинатубо [37,45]. Так же как ВТ землетрясения, ДП землетрясенияпроисходят в виде единичных событий, роев и продолжительных серийнакладывающихся друг на друга сигналов, которые в ряде случаев удается связатьс движением магмы [2,38,39].
Важнойособенностью ДП сейсмичности является подобие формы записи индивидуальныхсигналов, составляющих серии и рои, что свидетельствует о неоднократномвозбуждении стационарного источника при недеструктивном процессе [34].Наблюдается сходство пространственных, временных и спектральных характеристиквулканического дрожания и ДП сигналов, подтверждающее общность физическихпроцессов в источниках этих событий [32,39,43]. ДП землетрясения и ДП в.д. былизарегистрированы на многих вулканах (см., например, обзор литературы в [43]).Большинство этих событий возникают на глубинах менее 3-5 км. Это поверхностныедлиннопериодные (ПДП) землетрясения, непосредственно связанные с вулканическойактивностью. ДП землетрясения на глубинах более 10 км относятся к глубокимдлиннопериодным (ГДП) землетрясениям, они наблюдались не так часто [45], и ихсвязь с извержениями менее ясна [30].
Настоящаястатья посвящена исследованию глубоких длиннопериодных (ГДП) землетрясений подбазальтовым Ключевским вулканом — одним из наиболее активных вулканов Севернойгруппы на Камчатке. В статье приводятся результаты изучения сейсмичности слоя,в котором происходят ГДП землетрясения, частично публикуемые в настоящемсборнике в работе [6]. На основании особенностей характеристик ГДПземлетрясений делается попытка обсудить возможные причины их возникновения.
Решениезадачи определения природы ГДП землетрясений может способствовать изучениюфизических свойств среды, в которой они происходят, и поиску дополнительныхпредвестников извержений, что является актуальной задачей вулканическойсейсмологии.
/> Рис. 1
Использованныеданные и методы исследования. В работе использованы каталоги землетрясенийрайона Северной группы вулканов за 1974-1996 гг., составленные по данным сетистационарных сейсмических станций (с/ст) с однотипной амплитудно-частотнойхарактеристикой сейсмических каналов [23] и сети радиотелеметрических станций(РТС). Подробнее о развитии сейсмических наблюдений в этом районе можнопрочитать в работе [8]. Наиболее однородный каталог получен авторами [6] дляпериода 1977-1996 гг. Содержащиеся в нем землетрясения обработаны по единойпрограмме локализации гипоцентров с учетом местного годографа сейсмических волндля земной коры [1,21]. Количественные оценки параметров сейсмического режимаКлючевского вулкана проводились по выборке данных, заключенных впрямоугольнике, показанном на рис.1 в статье [6] настоящего сборника. Этотпрямоугольник схематично представляет Центральную сейсмоактивную зонуКлючевского вулкана, в которой в последние десятилетия была сосредоточена егоосновная магматическая деятельность. Для выявления пространственно-временныхособенностей сейсмичности анализировались как полный каталог, включающий всесобытия, координаты которых было возможно определить, так и выборкиземлетрясений, локализованных с заданной точностью. Кроме данных, полученныхпри обработке аналоговых записей смещения грунта (1977-сентябрь 1996 гг.), приисследовании кинематических и динамических характеристик ВТ и ГДП землетрясенийбыли использованы (начиная с октября 1996 г.) цифровые записи скоростисмещений, любезно предоставленные лабораторией телеметрических станций КОМСП ГеофизическойСлужбы РАН (заведующий лабораторией В.В.Ящук). На рис.1, А представлен районЦентральной сейсмоактивной зоны, в котором проводились исследованияземлетрясений, и его вертикальный разрез (рис.1, Б) с гипоцентрами землетрясений,зарегистрированных в 1977-1996 гг. не менее чем четырьмя сейсмическимистанциями с погрешностью не более 3 км по глубине и эпицентру. Темными точкамина рис.1, А обозначены эпицентры исследованных нами ГДП землетрясений, зарегистрированныхсетью РТС в 1996 г.
Вкачестве характеристик землетрясений, помимо координат очагов, в нашихисследованиях рассматривались: энергетический класс землетрясений Ks, видимыепериоды колебаний Ts, измерявшиеся в максимальной амплитуде S волн, а такжеэнергетические спектры землетрясений.
Энергетическийкласс землетрясений Ks = log E (Дж) оценивался по S-волнам по номограммеС.А.Федотова [24]. Ks = 4,6 + 1,5 M, где M — магнитуда, определенная поповерхностным волнам.
Дляисследования спектральных характеристик и распределения землетрясений поэнергетическим классам использовался пакет статистического программногообеспечения STATISTICA, разработанный фирмой StatSoft Inc., USA .
Краткаяхарактеристика сейсмичности Ключевского вулкана, связанной с его современноймагматической деятельностью. Как было установлено в результате многолетнихсейсмологических наблюдений [5,6,9,26], сейсмичность Ключевского вулкана,связанная с его магматической деятельностью в течение последних десятилетий,проявлялась, главным образом, в Центральной сейсмоактивной зоне, охватывающейобласть вокруг вершинного кратера и круто падающей вниз почти до 40 км. Наосновании распределения числа и уровня сейсмической энергии землетрясений поглубине в земной коре под вулканом Ключевской были выделены четыресейсмоактивных горизонта: -4-5 км; 5-2 км; 12-20км и 20-35 км. Подробныехарактеристики слоев даны в работе [6] настоящего сборника.
Вслоях 1-3 происходят преимущественно ВТ землетрясения, возникающие вупруго-деформированной среде вокруг магматических каналов и магматическихочагов под действием меняющегося поля напряжений. Самый высокий уровеньсейсмичности, отмечается на глубинах менее 5 км (слой 1), где происходятмногочисленные рои землетрясений, связанные с внедрением даек и силлов ввулканическую постройку. Землетрясения в интервале глубин 5-20 км (слои 2 и 3)являются индикаторами подвижек, возникающих на путях миграции магмы в среднихгоризонтах земной коры, через которые проходит магмоподводящий канал илисистема каналов.
Внижних горизонтах земной коры и переходном от коры к мантии слое 4 (интервалглубин 20-40 км) под Ключевским вулканом выявлена зона, в которой генерируетсямножество ГДП землетрясений [6]. Слой 4 характеризуется максимальнымколичеством происходящих в нем землетрясений и относительно низкой суммарнойсейсмической энергией (более чем на порядок ниже, чем в слое 1). Максимальныйэнергетический класс землетрясений, происходящих в этом слое, не превышает6,5-6,7. По приближенным оценкам, величина коэффициента />враспределении числа землетрясений по энергии аномально высока: />~2,6 [6]. Существенные отличия землетрясений слоя 4 от ВТ землетрясений,происходящих в трех вышележащих горизонтах: низкий максимальный энергетическийкласс, однотипная форма записи сигналов, более длинные преобладающие периодысейсмических колебаний [6], позволяют отнести землетрясения, происходящие внизах коры и переходном от коры к мантии слое под Ключевским вулканом, кразряду глубоких длиннопериодных (ГДП) событий.
Вработах [6,10] отмечалось, что увеличение числа ГДП землетрясений, как правило,происходит до или сразу после значительных вулканических событий (началовершинных или побочных извержений, усиление эффузивной и/или эксплозивнойдеятельности в ходе извержений), опережая на срок от нескольких дней или недельдо нескольких месяцев возникновение неглубоких ВТ и ПДП землетрясений. Во многихслучаях наблюдалось два типа характерных временных последовательностейсейсмических и вулканических событий:
группы и рои длиннопериодных землетрясений на глубинах 20-35 (40) км />единичные землетрясения в интервале 5-20 км />рои ВТ землетрясений в вулканогенно-осадочном слое ивулканической постройке (-4-5 км) />появлениеи/или усиление в.д. и других ПДП сигналов />начало илиусиление вулканической активности;
окончание извержения />ослаблениеи/или исчезновение в.д. />уменьшениечисла поверхностных ВТ и ДП землетрясений />появлениеединичных землетрясений на глубинах 5-20 км />возобновлениесейсмической активности в интервале глубин 20-40 км.
Связьземлетрясений Центральной зоны с извержениями свидетельствует о том, что магмаиграет активную роль в формировании путей, по которым она продвигается кповерхности.
/> Рис. 2
Пространственноераспределение землетрясений в средних и нижних горизонтах земной коры на разныхстадиях активности Ключевского вулкана. Нами были исследованы особенностипространственного распределения очагов землетрясений на глубинах 5-20 и 20-40км в Центральной сейсмоактивной зоне относительно кратера Ключевского вулкана ицентров побочных извержений в 1974-1990 гг. в зависимости от усиления илиослабления вулканической деятельности.
Былообнаружено, что во время подготовки или усиления извержений очаги землетрясенийв средних горизонтах земной коры Центральной сейсмоактивной зоны под Ключевскимвулканом располагаются в непосредственной близости от вершинного кратера,охватывая цепочку «свежих» побочных эруптивных центров или хотя бычасть из них (рис.2, А).
/> Рис. 3
Впериоды образования провалов в вершинном кратере Ключевского вулкана иослабления или прекращения извержений, одновременно с перемещением сейсмичностив низы коры на глубинах 5-20 км отмечалось удаление очагов землетрясений отвершинного кратера и зоны побочных конусов в периферические участки Центральнойзоны, на расстояния до 10-15 км и далее (рис3, А). Особенно ярко этот эффектпроявился после пароксизмального вершинного извержения 7.09.-2.10.1994 г.,когда в кратере вулкана в результате значительного опустошения магматическогоканала начал формироваться огромный провал, дважды зафиксированныйаэрофотосъемкой (в августе 1995 г. и в сентябре 2000 г.) [12]. В течение1995-1999 гг. происходило смещение сейсмической активности на глубинах 5-20 кмк северу, западу и северо-западу от кратера Ключевского вулкана к вулканамУшковский и Крестовский. Наиболее сильные землетрясения были зарегистрированы врайоне РТС PDK и под вулканом Крестовский.
Внижних горизонтах земной коры и переходном от коры к мантии слое, как видно из рис.2, Би рис.3, Б, подобной зависимости в размещении очагов землетрясений отнаправления миграции сейсмичности не наблюдается. Несмотря на различие размеровэпицентральных зон на всех стадиях вулканической деятельности ГДП землетрясенияв интервале глубин 20-40 км располагаются вокруг и внутри заштрихованной нарисунках области вершинного кратера и цепочки эруптивных центров.
Извыше сказанного следует, что:
ВТ землетрясения на глубинах 5-20 км возникают, по-видимому, в основном приперераспределении напряжений в среде, вмещающей питающую магматическую системуКлючевского вулкана, давление в которой меняется в зависимости от условийнакопления или поступления магмы.
Зона генерации ГДП землетрясений более устойчива в пространстве и не зависит отперераспределения давления в магматической системе.
/> Рис. 4
Исследованиехарактеристик ГДП землетрясений. По данным аналоговых записей был проведенсравнительный анализ следующих характеристик ГДП землетрясений и землетрясений,происходящих на глубинах -4-20 км: формы записи, распределения числаземлетрясений N по энергетическим классам Ks, периода Ts в максимальнойамплитуде колебаний поперечных волн, коэффициента корреляции зависимости Ts =Ts(Ks).
Нарис.4, А приведены образцы аналоговых записей землетрясений по смещению сэнергетическим классом Ks ~ 6, происходящих в выделенных слоях Центральнойсейсмоактивной зоны под Ключевским вулканом и вне этой зоны. ГДП землетрясения(рис.4, Б) преимущественно однотипны по форме записи, которая в значительнойстепени отличается как от записей землетрясений в вышележащих слоях (рис.4, А),так и от записей тектонических землетрясений (рис.4, В) на глубине более 20 км,в которых в ближней зоне регистрации амплитуда коды S-волн спадает поэкспоненциальному закону. Средний видимый период колебаний Ts (в S- волнахмаксимальной амплитуды) для землетрясений слоя 4 — наибольший по сравнению саналогичными периодами землетрясений, которые происходят в других горизонтахпод Ключевским вулканом и в других сейсмоактивных зонах, существующих в районевулканов Ключевской группы [9]. Для землетрясений слоя 4 с энергетическим классомКs ~ 6 периоды Ts составляют на эпицентральных расстояниях от 20 км до 45 км ~0,6-0,9 с. Для землетрясений слоев 2 и 3 под Ключевским вулканом Тs = 0,3-0,5с, а в слое 1~ 0,5-0,6 с.
/> Рис. 5
Намибыли построены гистограммы распределения числа землетрясений по энергетическимклассам для 1-3 слоев (рис.5, А) и в слое 4 (рис.5, Б). При построениииспользовались данные за 1978-1995гг по 1351 землетрясению в интервале глубин-4-20 км и данные по 2015 землетрясениям с глубиной 20-40 км. Очевидно, чтораспределение числа землетрясений по Кsдля глубин 20-40 км близко кнормальному закону и отличается от распределения для верхних горизонтов глубин,сходного с распределением для тектонических землетрясений (см., например,[28]).
Впоследние годы (1997-2000 гг.) в районе Ключевского вулкана увеличилось числосейсмостанций сети РТС и повысилась точность уверенной регистрации слабыхземлетрясений. Но вид гистограмм распределения землетрясений на глубинах -4-20км и 20-40 км, происходивших в эти годы, не отличается от приведенных на рис.5, А, Б.
Небыло выявлено статистической зависимости энергетического класса Кs ГДПземлетрясений от периода колебаний в поперечных волнах Ts, что не характернодля тектонических [16] и вулкано-тектонических землетрясений, связанных собразованием трещин при движении магмы. Коэффициент корреляции, рассчитанныйдля ГДП землетрясений, равен -0,57.
/> Рис. 6
Кромеаналоговых записей нами были использованы цифровые данные сети РТС в 1996 г.Для 25-ти ГДП событий, обработанных по цифровым записям скоростей смещения,были построены энергетические спектры 3-х компонент: С-Ю, В-З и Z волн P и Sдля сравнения со спектрами Р и S волн тектонических землетрясений такого жеэнергетического класса (Ks ~ 6) и происходящих на таких же глубине и эпицентральномрасстоянии от пункта регистрации, что и ГДП землетрясения, но за пределамиЦентральной сейсмоактивной зоны на удалении ~35 км от кратера вулканаКлючевской. Характерный вид графиков нормированной спектральной плотностивертикальной компоненты Z для ГДП и тектонических землетрясений, записи которыхприведены на рис.4, Г, Д, представлен на рис.6. Из рис.6 следует, что спектры Р иS волн ГДП землетрясений подобны и имеют один резко выраженный пик на болеенизких частотах, чем у тектонического землетрясения, удаленного от вулкана иимеющего, по-видимому, обычный для тектонических землетрясений сдвиговыймеханизм. На рис.6 видно также, что для ГДП землетрясений частота колебаний вS-волнах приблизительно равна частоте колебаний P-волн. Аналогичная картинанаблюдается и для спектров горизонтальных каналов.
Такимобразом, по итогам работы [6] и в результате исследований ГДП землетрясений,выполненных в настоящей статье, было выявлено, что:
ЭпицентрыГДП землетрясений расположены на глубине 20 — 35 км и сконцентрированы в районецентрального кратера, независимо от проявлений вулканической активности.
ГДПземлетрясения чаще происходят роями продолжительностью до 9 месяцев, а иногда идольше.
ДляГДП землетрясений характерна однотипная форма записи.
Энергетическиеспектры P и S волн ГДП землетрясений имеют один резко выраженный пик на болеенизких частотах, чем для P и S волн тектонических землетрясений такого же энергетическогокласса.
Графикповторяемости для ГДП землетрясений близок к нормальному распределению, вотличие от графиков повторяемости для вулканических землетрясений на глубинах-4-20 км и тектонических землетрясений. Коэффициент />для ГДПземлетрясений значительно выше, чем для землетрясений в слоях 1-3.
Наиболеехарактерные особенности динамических и кинематических параметров ГДПземлетрясений: а) равенство периодов колебаний в P и S волнах; б) на Z-каналеамплитуды колебаний в P и S волнах примерно равны; в) как правило, в пунктрегистрации первой вступает волна сжатия.
Обсуждениерезультатов
Изанализа сейсмичности слоя 4 совместно с проявлениями вулканической активностиможно предположить непосредственную связь ГДП землетрясений с магматическойдеятельностью. Об этом свидельствует появление роев ГДП землетрясений передактивизацией вершинного кратера или латеральными извержениями [6], а такжеособенности пространственного распределения очагов землетрясений на глубинах5-20 и 20-40 км на разных стадиях состояния вулкана.
Пространственноераспределение гипоцентров землетрясений в нижних горизонтах земной коры подКлючевским вулканом обрисовывает систему трещин, по которым магма можетпродвигаться к поверхности. На аналоговых и цифровых записях ГДП землетрясенийчетко прописываются S-волны, из чего следует, что на глубине 20-40 км располагаетсяне сплошная магматическая колонна, а среда с системой трещин, в которой могутобразовываться и через которую могут проходить поперечные сейсмические волны.По-видимому, на глубине 20-40 км мы имеем дело с системой заполненных магмоймелких трещин, являющихся верхней частью диапира, расположенного глубже 40 км васейсмичной области между земной корой и верхней мантией, где под Ключевскойгруппой вулканов ранее были обнаружены аномалии затухания короткопериодныхсейсмических волн, связываемые с существованием магматических очагов [27].Относительно небольшие энергетические параметры ГДП землетрясений в сравнении сболее мелкофокусными ВТ землетрясениями свидетельствуют о том, что в нижнихслоях земной коры за счет свойств среды не происходит интенсивного накоплениянапряжений. Следовательно, эта среда более пластична (по-видимому, за счеттеплового потока от магматического очага).
Омеханизме генерации ГДП землетрясений. На основании полученных данных нами былирассмотрены две возможные гипотезы о механизме генерации ГДП землетрясений подКлючевским вулканом:
Возникновениемелких трещин в упруго-пластичной среде при движении магмы.
Импульсыдавления в магме, заполняющей уже существующие трещины.
Обегипотезы предполагают существование области трещинноватости. Но механизмгенерации сейсмических волн в этих гипотезах принципиально различается.
Исходяиз гипотезы 1, средний размер источника r ГДП землетрясений можно оценить поформуле Брюна [30]:
r= 0,35 VP / f0, где
VP — cкорость продольных волн, VP />7,5 км/с [1] и
f0 — угловая частота, f0= 1,5-2,0 Гц.
Такимобразом, мы получим, что r = 1,3 ....1,8 км.
Учитываяразмеры источников, рассчитанных по формуле Брюна, справедливой дляземлетрясений, имеющих сдвиговый механизм, трудно предположить, что в небольшомобъеме среды, ограниченном гипоцентрами землетрясений, способно появиться такоеколичество трещин (сотни) в течение короткого интервала времени(продолжительность одного роя) длиной 1-2 километра. Определенные трудностивозникают при интерпретации на основе гипотезы 1 появления роев ГДПземлетрясений после снижения внешних проявлений вулканической активности. Крометого, на основе гипотезы 1 достаточно трудно интерпретировать пункты 3-6 извыше перечисленных характерных особенностей ГДП землетрясений, т.к. параметрыземлетрясений, связанных с движением магмы в интервале глубин -4-20 км подвулканами, также как и тектонических землетрясений, отличаются от параметровГДП землетрясений.
Обсудимподробнее эти различия.
Однаиз основных особенностей ГДП землетрясений, выявленных при обработке аналоговыхзаписей — это различные законы распределения ГДП землетрясений и землетрясенийна глубинах до 20 км. Протекающие в природе случайные процессы, зависящие отмногих факторов, описываются суперпозицией простых законов распределения. Так,для тектонических землетрясений закон повторяемости Гуттенберга-Рихтера, хорошоаппроксимируемый правой ветвью распределения Пуассона, определяется такимиосновными факторами, как линейный размер блоков и характерное время процесса(время между землетрясениями) [19]. Землетрясения, происходящие на глубинах до20 км в исследуемом нами районе, также достаточно хорошо укладываются враспределение Пуассона. Коэффициент />, рассчитанныйдля правой ветви распределения ВТ землетрясений по энергетическим классам,примерно равен />длятектонических землетрясений Камчатки [25]. Это свидетельствует о том, чтомеханизм очагов подавляющего большинства ВТ землетрясений не отличается отмеханизма очагов тектонических землетрясений.
ГДПземлетрясения хорошо описываются нормальным законом распределения, который, какправило, описывает поведение случайно варьирующей величины, обусловленное,например, случайными ошибками или отклонениями от установившегося процесса.Поэтому можно предположить, что основные факторы, определяющие распределениеГДП землетрясений, иные, чем для ВТ землетрясений.
Важнойособенностью ГДП землетрясений является равенство периодов колебаний в P и Sволнах, что отличает их от тектонических землетрясений. Это присуще идлиннопериодным землетрясениям, зарегистрированным во время извержения вулканаПинатубо [45]. Заметим, что для тектонических землетрясений частота колебаний вS-волнах, как правило, ниже, чем в P-волнах (см., например, [16]). Следуеттакже отметить, что у всех исследованных нами ГДП землетрясений с четкимивступлениями P-волн первой проходит волна сжатия, что также не характерно длятектонических и ВТ землетрясений.
Всеэто позволяет предположить иную генетическую природу ГДП землетрясений,отличную от природы обычных ВТ землетрясений. Об этом косвенно свидетельствуетидентичность формы записей ГДП землетрясений в отличие от землетрясений другихслоев, что было отмечено и для длиннопериодных землетрясений при извержениивулкана Пинатубо [41].
Обсудимдалее гипотезу 2, впервые предложенную в работе [34], в рамках которой неплохообъясняются перечисленные выше особенности ГДП землетрясений (пункты 1-6) вслое 4 в Центральной зоне под Ключевским вулканом. В этой модели ДПземлетрясения генерируются при колебаниях стенок заполненных магмой трещин в результатеимпульсов давления в магме; волны давления в магме, как предполагают авторы[31,32,34], возникают при движении магмы со сверхзвуковой скоростью. Последнеепредположение, по нашему мнению, является самым уязвимым звеном модели, так какэто означает движение потока магмы со скоростью более 1 км/с, чтопредставляется нам весьма проблематичным.
Снашей точки зрения наиболее характерные особенности (пункты 3-6) ГДПземлетрясений лучше объяснить неизменными в течение длительного временифизико-химическими свойствами магмы, заполняющей трещины, и характернымиособенностями процессов, протекающих в магматическом расплаве и являющихсяпричиной возникновения в нем импульсов давления. Форма записи ГДП землетрясенийтакже свидетельствует об импульсной природе их источника [13].
Причинойимпульсов давления в магме могут быть быстропротекающие фазовые переходы вограниченных объемах метастабильной магмы. Таким процессом, по нашему мнению,является спонтанная полимеризация в расплаве низкомерных форм силикатов, протекающая,к примеру, по следующему механизму [15]:
2[ SiO3 (OH)] 3- распл. = [ SiO2 O7]6-распл. + H2Oпар.
Спонтаннаяполимеризация в метастабильной магме должна происходить с бурным выделениемлетучих (фазовый переход 1-го рода), что и приводит к импульсам давления вмагме.
Изэкспериментальных данных [43] известно, что в базальтовых расплавах при внешнемдавлении P = 1 атм (105 Па) газовый пузырек может появиться ивырасти до микронных размеров за время, измеряемое миллисекундами. Уровеньметастабильности при этом может составлять несколько атмосфер [43]. Но процессгазоотделения на глубине 20-40 км (внешнее давление P = (8-16).108Па) и при P = 1 атм (105 Па) должен иметь некоторые различия.Во-первых, процесс газоотделения на большой глубине из-за большогогидростатического давления можно рассматривать как происходящий в замкнутомобъеме. Во-вторых, отличаются физико-химические свойства магматическогорасплава, определяющие скорость роста пузырьков при различном давлении, — газосодержаниие, вязкость, коэффициент диффузии. Эти факторы влияют на скоростьпоявления и роста пузырьков.
Спонтаннаяполимеризация метастабильной магмы в замкнутом объеме, каковым являетсямагматическая система на глубине 20-40 км, может происходить по следующейсхеме, которая представляет собой процесс с обратной связью.
Пустьв некотором объеме, занимаемом метастабильной магмой, началась спонтаннаяполимеризация и, следовательно, газоотделение. Образование свободной газовойфазы и рост газовых пузырьков приводит к возрастанию давления в этом объеме иснижает уровень метастабильности и, следовательно, ведет к замедлению иприостановке процессов полимеризации и газоотделения. Рост газовых пузырьковпроисходит до достижения ими состояния механического и химического равновесия сокружающей их магмой. После окончания роста пузырьков давление в магмепостепенно приходит к первоначальному значению, и процессы полимеризации игазоотделения начинаются вновь. Скорость роста пузырьков в магме зависит отмногих факторов, главные из которых: давление пересыщения магматическогорасплава, вязкость магмы, коэффициенты диффузии и теплопроводности. Такимобразом, в магме в области спонтанной полимеризации периодически будутгенерироваться импульсы давления с частотой, зависящей от вышеперечисленныхфакторов и определяемой внутренними свойствами магмы. Эти импульсы давления настенках трещины формируют сейсмические волны, период колебаний в которыхопределяется длительностью самого импульса давления в магме и размерамитрещины.
Исходяиз предлагаемой гипотезы, попытаемся связать период сейсмических колебаний ГДПземлетрясений с физическими характеристиками магматического расплава и сравнитьс экспериментальными данными. Для этого определим основные факторы, влияющие нарост пузырьков.
Таккак теплопроводность играет заметную роль только для больших пузырьков (а внашем случае мы имеем дело с пузырьками микронных и субмикронных размеров),процесс роста пузырьков будем считать изотермическим. Для того чтобыопределить, какому из оставшихся факторов (диффузия и вязкость) принадлежитосновная роль в длительности формирования импульса давления в магме, рассмотримвлияние диффузии и вязкости на рост пузырьков в магме независимо друг от друга.Расчеты будем проводить для водонасыщенного базальтового расплава. Вначалеоценим влияние вязкости.
Решениезадачи о динамике газовых пузырьков основывается на уравнении Рэлея-Тейлора cучетом вязкости [42]:
/>(1)
гдеR — радиус пузырьков, />m — плотность магмы, /> — кинематическаявязкость магмы, P — давление в магме, P1 — давление в газовомпузырьке.
Длятого чтобы оценить время />релаксации избыточного давления,возникающего при расширении пузырьков, пренебрегаем первыми двумя членами вуравнении (1) вследствие их малости:
/>(2)
Условиемеханического равновесия в газовом пузырьке будет определяться уравнением:
/>(3)
где/>-коэффициент поверхностного натяжения.
Подставляявыражение (3) в (2), получим уравнение:
/>,
изкоторого интегрированием по времени можно определить длительность импульса:
/>=/>. (4)
Дляводонасыщенных базальтовых магм на глубине 20 — 40 км по данным [18] вязкость />= />m/>~ 101 -102Пуаз (1-10 Па/с), а />/>102 дин/см (10-1Па/c) [17]. Как следует из формулы (4), для />~ 1с радиус R возникших в магмепузырьков должен составлять 10-1-10-2см, что на несколькопорядков превосходит расчетные [20] и экспериментальные [43] данные.Следовательно, время />в нашей модели должно определятьсядругими параметрами.
Рассмотримтеперь процесс роста пузырьков газа исходя из уравнения диффузии:
/>(5)
гдеD — коэффициент диффузии, (для базальтовой магмы Ключевского вулкана при P =5000 атм ( 5.108 Па ) D ~ 10-9 м2/c[16]); dM — масса газа, диффундирующего в пузырек за время dt через поверхностьпузырька ds; d/>g/dx — градиент концентрации свободного газа в магме, равный:
/>
гдеW(P) — весовая концентрация растворенного в магме газа, dW(P)/dP />4*10-10 г/ Па[16].
Изуравнения (5) следует, что длительность импульса в магме будет зависеть откоэффициента диффузии и концентрации свободного газа в магме по формуле:
/>.
Длянаших оценок о влиянии диффузии на рост пузырьков в первом приближении будемсчитать, что d/>g/dx = const и, учитывая, что dM= 4/3 />R3 d/>, /> — плотность газа в пузырьках, а ds=4/>R2,из последнего уравнения получим, что:
/>(6)
Среднийрадиус образовавшихся пузырьков R немного превышает радиус газовых зародышейпри нуклеации, размеры которых можно оценить при следующем условии. Будемсчитать, что появление и рост пузырьков происходят, в основном, за счетсжимаемости магмы. Тогда можно записать, что:
/>R3N и />
где/> — модульобъемного сжатия, 1//>~ (1-3) 109 Па [17,18];N — количество газовых зародышей в 1 см3 магмы, N ~ (1/dx)3.
Подставляяизвестные значения в формулу (6), мы, при N ~ 109-1012,получим, что время релаксации />лежит в пределах наблюдаемых намипериодов P и S волн.
Исходяиз гипотезы Верхугена [44] об образовании пепла, количество пузырьков N вединице объема должно соответствовать минимальному размеру пепловых частиц. Внаших расчетах минимальный размер пепловых частиц будет составлять ~ 1 Мкм, чтопопадает в диапазон мельчайших пепловых частиц, образующихся при изверженияхбазальтовых вулканов [14].
Проведенныеоценки нам представляются вполне разумными и позволяют считать основнымфактором, определяющим скорость роста пузырьков в магме на начальной стадии,процесс диффузии.
Энергетическиеоценки по формуле dE = PdV + VdP показывают, что для того, чтобы произвестиземлетрясение энергетического клаcса KS />6 по предлагаемой намигипотезе, необходимо, чтобы в течение 0,5-1 секунды на глубине ~ 30 кмпроизошла спонтанная полимеризация сопровождаемая выделением газа в объемемагмы ~ 10 м3 с уровнем пересыщения ~ 1 атм. (105 Па).
Врамках предлагаемой модели достаточно хорошо можно объяснить почти всеособенности ГДП землетрясений, выявленные при их предварительном исследовании.Непонятным пока остается только большой интервал глубин (20-35 км), в которомпроисходят ГДП землетрясения. Но если считать, что на глубине 20-35 км магманаходится в насыщенном состоянии, то при движении магмы вверх отдельные еепорции достигают метастабильного состояния на всем интервале глубин и, такимобразом, вопрос об интервале глубин ГДП землетрясений становится легкообъясним. В этом случае понятным становится роевой характер появления ГДПземлетрясений.
Образованиегазовых пузырьков на глубинах 20-40 км приводит к повышению давления вмагматической системе и, как следствие, миграции вверх очагов землетрясений вслоях 2-3.
Дальнейшиеисследования пространственно-временных закономерностей распределения ГДПземлетрясений и их характеристик в различные периоды сейсмической ивулканической активности с использованием цифровых записей, возможно, позволятподтвердить предлагаемую модель генерации ГДП землетрясений.
Следуетподчеркнуть, что в рассмотренной выше модели наша задача заключалась в том,чтобы показать возможность генерации ГДП землетрясений в результате фазовыхпереходов 1-го рода (образование газовой фазы). Поэтому расчеты, проведенныенами, были сделаны для системы расплав-вода, наиболее изученной к настоящемувремени. Но принципиальная схема генерации ГДП землетрясений в предложеннойнами модели не изменится, если в процессе нуклеации газовых пузырьков вкачестве активного агента будет выступать другой газ. Определение подходящегона такую роль магматического газа и возможных физико-химических процессов, врезультате которых образуется газовая фаза, является задачей геохимии. Диапазонглубин и характеристики ГДП землетрясений дают дополнительные условия длятакого поиска.
Выводы
Порезультатам анализа многолетних сейсмических наблюдений в районе Севернойгруппы вулканов (1977-1996 гг.) под вулканом Ключевской выделяются 4 сейсмическиактивных слоя: -4-5 км; 3-12 км; 12-20 км; 20-40 км. Установлено, чтосейсмичность слоев 2 и 3 зависит от проявлений внешней активности и отражаетсостояние питающей магматической системы на этих глубинах.
Сейсмичностьслоя 20-40 км резко отличается от сейсмичности вышележащих горизонтов глубин поряду исследованных параметров: угловому коэффициенту графика повторяемости,максимальному энергетическому классу землетрясений, суммарной сейсмическойэнергии и числу землетрясений. Динамические и кинематические параметрыземлетрясений в этом слое и землетрясений на глубинах меньше 20 км такжеразличны. Это позволяет предполагать иную генетическую природу землетрясений,происходящих под вулканом в нижних горизонтах земной коры и переходном от корык мантии слое.
Предложенамодель генерации ГДП землетрясений, в которой в качестве возбуждающей силыисточника землетрясений рассмотрен процесс спонтанной полимеризациимагматического расплава и сопутствующего ей газоотделения. Проведенные расчетыпоказывают удовлетворительное согласие предложенной модели с экспериментальнымисейсмическими данными.
Таккак ГДП землетрясения связаны с движением магмы, есть основания предполагать,что исследование длиннопериодной сейсмичности на глубинах более 20 км подвулканом может выявить дополнительные прогностические признаки извержений.
Авторывыражают благодарность В.Т.Гарбузовой, первой обратившей внимание на необычнуюформу землетрясений под Ключевским вулканом в нижних горизонтах коры ипереходном от коры к мантии слое и внесшей существенный вклад в обработку этихземлетрясений.
Список литературы
АносовГ.И., Балеста С.Т., Иванов Б.В., Утнасин В.К., Основные черты тектоническогостроения Ключевской группы вулканов (Камчатка) в связи с ее глубиннойструктурой // Докл. АН СССР. 1974. Т.219. N 5. С.1192-1195.
Большоетрещинное Толбачинское извержение (БТТИ, Камчатка, 1975-1976 гг.) / Отв. ред.Федотов С.А. М.: Наука, 1984. 638 с.
ГавриловВ.А., Воропаев В.Ф., Головщикова И.А. и др., Комплекс радиотелеметрическойаппаратуры ТЕСИ-2 // Сейсмические приборы. 1987. N 19. С.5-17.
ГордеевЕ.И., Природа сейсмических сигналов на активных вулканах: Автореф. дисс. док.физ.-мат.наук. Москва, 1998. 30 с.
ГорельчикВ.И., Сейсмичность магматической системы Ключевского вулкана на Камчатке //Тез.докл. VII Всесоюзного вулканологического совещания «Вулканизм,структуры и рудообразование». Иркутск, июнь 1992.Петропавловск-Камчатский, 1992. С.48-49.
ГорельчикВ.И., Гарбузова В.Т., Сейсмичность Ключевского вулкана как отражение егосовременной магматической деятельности (настоящий сборник).
ГорельчикВ.И., Зобин В.М., Токарев П.И., Сейсмичность вулканов // Вулканология исейсмология. 1987. N 6. С.61-77.
ГорельчикВ.И., Гарбузова В.Т., Дрознин Д.В., Левина В.И. Фирстов П.П., Чубарова О.С.,Широков В.А., Вулкан Шивелуч: глубинное строение и прогноз извержений по даннымдетальной сейсмичности, 1962-1994 гг. // Вулканология и сейсмология. 1995. N4-5. С.54-75.
ГорельчикВ. И., Чубарова О.С., Гарбузова В.Т., Сейсмичность района Северной группы вулканов// Вулканология и сейсмология. 1988. N 1. С.90-100.
ГорельчикВ.И., Сторчеус А.В., О длиннопериодных вулканических землетрясениях в нижнихгоризонтах земной коры и переходном от коры к мантии слое под Ключевскимвулканом // Материалы научно-практической конференции «Проблемысейсмичности Дальнего Востока, новая карта сейсмического районирования ОСР-97,ее роль и значение для Петропавловска-Камчатского и области».Петропавловск-Камчатский, 1999, 6-9 апреля. С.73.
ДвигалоВ.Н., Морфологические предвестники (первые признаки) активизации некоторыхвулканов Камчатки // Вулканология и сейсмология. 2000. N 4. С.3-16.
ДвигалоВ.Н., Мелекесцев И.В. Крупные современные обвалы на конусе вулкана Ключевской(по результатам ревизии последствий событий 1944-1945 и 1984-1985 гг. //Вулканология и сейсмология. 2000. N 1. С.3-17.
ДженкинсГ., Ваттс Д. Спектральный анализ и его приложения. М.: Мир, 1971. Т.1 316 с.
ЗемцовА.Н. Исследование твердой дисперсной фазы эруптивного вулканического облака:Автореф. дисс. канд. геол.-мин. Наук. М., 1986. С.22.
КадикА.А., Луканин О.А. Дегазация верхней мантии при плавлении. М.: Наука, 1986. 97с.
КанаиК., Осада К., Иосизава К Соотношения между периодами и амплитудами сейсмическихволн // Слабые землетрясения. М.: Из-во ин. лит-ры, 1961. С.231-242.
ЛебедевЕ.Б, Влияние воды на физико-химические свойства расплавов магматическогосостава: Автореф. дисс. док. химических наук. М., 1981. 42 с.
ПерсиковЭ.С. Вязкость магматических расплавов. М.: Наука, 1984. 160 с.
М.А.Садовский.Избранные труды. Геофизика и физика взрыва. М. Наука, 1999. 335 c.
СторчеусА.В. К вопросу о природе вулканических взрывов // Вулканология и сейсмология.1983. N 4. С.72-78.
СургучевП.И., Горельчик В.И., Левина В.И., Мячкин В.В., Массовое определение гипоцентровземлетрясений на ЭВМ в районе Северной группы вулканов Камчатки // Вулканологияи сейсмология. 1992. N 2. С.50-63.
ТокаревП.И. Рой землетрясений вулкана Шивелуч в мае 1964 г. // Бюлл. вулканол.станций. 1964. N 38. С.41-44.
ФедотовС.А., Кузин И.П., Бобков М.Ф. Детальные сейсмологические исследования наКамчатке в 1960-1961 гг. // Изв. АН СССР. Сер. геофиз. 1964. N 9. С.1360-1375.
ФедотовС.А. Энергетическая классификация курило-камчатских землетрясений и проблемамагнитуд. М.: Наука, 1972. 116 с.
ФедотовС.А., Токарев П.И. Годзиковская А.А., Зобин В.М., Детальные данные осейсмичности Камчатки и Командорских островов (1965-1968 гг.) // Сейсмичность исейсмический прогноз, свойства верхней мантии и их связь с вулканизмом наКамчатке Новосибирск: Наука, 1974. С.35-46.
ФедотовС.А., Жаринов Н.А., Горельчик В.И. Деформации и землетрясения Ключевскоговулкана, модель его деятельности // Вулканология и сейсмология. 1988. N 2.С.3-42.
ФирстовП.П., Широков В.А., Локализация корней вулканов Ключевской группы посейсмологическим данным // Вулканизм и глубины Земли. М.: Наука, 1971С.113-117.
ЦубоиЧ. Соотношения между магнитудой и повторяемостью землетрясений в Японии ивблизи нее // Слабые землетрясения. М.: Из-во ин. лит-ры, 1961. С.334-342.
ШироковВ.А., Геодинамические аспекты взаимосвязи сейсмических и вулканическихпроцессов, прогноз сильных землетрясений и вулканических извержений посейсмологическим данным // Основные результаты научно-исследовательских работИнститута вулканической геологии и геохимии за 1991-1996 гг. Петропавловск-Камчатский, 1996. С.73-80.
Brune J.N. Tectonic stress and the spectra of seismic shear wavesearthquakes // Journal of Geophysical Research. 1970. V.75. N26. P.4997-5009.
Choue, B.A. Long-period volcano seismicity: its source and use ineruption forecasting. // Nature. 1996. V.380. P.309-316.
Chouet B.A., Page R.A., Stephens C.D., Lahr J.C., and Power J.A.Precursory swarms of long-period events at Redoubdt Volcano (1989-1990), Alaska:Their origin and use as a forecasting tool // Journal of Volcanology andGeothermal Research. 1994. V.62. P.95-135.
Chouet B.A., Excitation of a buried magmatic pipe: A seismic sourcemodel for volcanic tremor: Journal of Geophysical Research. 1985. V.90.P.1881-1893.
Chouet B.A. A seismic source model for the source of long-periodevents and harmonic tremor: Journal of Geophysical Research. 1988. V.93.P.4373-4400.
Chouet B.A. A seismic model for the source of long-period events andharmonic tremor // Gasparini P., Scarpa R., and Aki K., etc. Volcanicseismology: International Association of Volcanology and Chemistry of theEarth's Interior (IAVSEI). Proceedings in Volcanology, Berlin, Springer-Verlag.1992. P.113-156.
Ferrazzini V., Chouet B.A., Fehler M., and Aki K. Quantitativeanalysis of long-period events recorded during hydrofracture experiments atFenton Hill, New Mexico // Journal of Geophysical Research. 1990. V.95.P.21871-21884.
Harlow D.H., Power J.A., Laguerta E.P., Ambubuyog G., White R.A.,andHoblit R.P. Precursory seismicity and forecasting of the June 15, 1991,eruption of Mount Pinatubo // Newhall, Christopher G. and Punongbayan, RaymundoS., Fire and Mud: Eruptions and Lahars of Mount Pinatubo, Philippines,Philippine Institute of Volcanology and Seismology, Quezon City and Universityof Washington Press, Seattle and London, 1996. P.285-306
Klein F.W., Koyanagi R.Y., Nakata, J.S., and Tanagawa W.R… Theseismicity of Kilayea's magma sistem, Data from Hawaiian Volcano Observatory 1969-1985// Decker R.W.,Wright T.L., and Staffe, P.H., eds. Volcanism in Hawaii: U.S.Geological Survey Professional Paper 1350. 1987. V.2. P.1019-1186.
Koyanag, R.Y., Chouet B.A., and Aki K. Origin of volcanic tremor inHawaii, Part I, Data from Hawaiian Volcano Observatory 1969-1985 // DeckerR.W.,Wright T.L., and Staffer P.H., eds. Volcanism in Hawaii: U.S. GeologicalSurvey Professional Paper 1350. 1987. V.2. P.1228-1258.
Lahr J.C., Chouet B.A., Stephens C.D., Power J.A., and Page R.A…Earthquake classification, location, and error analysis in a volcanicenvironment: Implications for the magmatic system of the 1989-1990 eruptions atRedoubdt Volcano, Alaska // Journal of Volcanology and Geothermal Research.1994. V.62. P.137-151.
Ramos E.G., Laguerta E.P., and Hamburger M.W. Seismicity andmagmatic resurgence at Mount Pinatubo in 1992 // Newhall, Christopher G. andPunongbayan, Raymundo S. Fire and Mud: Eruptions and Lahars of Mount Pinatubo,Philippines, Philippine Institute of Volcanology and Seismology, Quezon Cityand University of Washington Press, Seattle and London, 1996. P.387-406.
Rosner D.R., Epstein M. Effects of interface kinetics, capillarityand solute diffusion on bubble growth rate in highly supersaturated liquids //Chem. Eng. Sci. 1972.V.27. P.69-88.
Sparks R.S.J. The dynamics of bubble formation and growth in magmas:a review and analysis // Journal of Volcanology and Geothermal Research. 1978.V.3. P.1-37.
Verhoogen J. Mechanics of ash formation // Am. J. Sci. 1951. V.249.P.729-739.
White Randall A., Precursory Deep Long-Period Earthquakes at MountPinatubo: Spatio-Temporal Link to a Basalt Trigger, in: Newhall, Christopher G.and Punongbayan, Raymundo S., Fire and Mud: Eruptions and Lahars of MountPinatubo, Philippines, Philippine Institute of Volcanology and Seismology,Quezon City and University of Washington Press, Seattle and London, 1996.P.307-327.