Физика Земли, 2023, № 3, стр. 110-121

2.1. Некоторые статистические характеристики сейсмичности, связанной с извержением вулкана

Извержение вулкана и связанное с ним землетрясение с m_b = 4.2 произошло 15 января 2022 г. в 4 ч 14 мин 45 с с координатами 20.546° ю.ш. и 175.37° з.д. [ISC, 2022]. Один из естественно возникающих вопросов заключается в том, могут ли тектонические землетрясения спровоцировать извержения вулканов. Статистические данные о таких извержениях, показывают, что это относительно редкое явление [Bebbington, Marzocchi, 2011; Sawi, Manga, 2018]. Однако корреляционная связь между землетрясениями и извержениями в регионе Фиджи-Тонга на региональном масштабе и временном масштабе в несколько десятков лет характеризуются высоким коэффициентом корреляции 0.91 [Eggert, Walter, 2008].

В данной работе мы ограничились анализом сейсмичности в районе извержения на локальном масштабе на площади около 8000 кв. км в январе 2022 г. На рис. 1а показано распределение числа землетрясений по дням, из которого следует, что извержение вулкана активизировало сейсмическую активность. Из 149 землетрясений в январе месяце 110 произошли в течение 6 дней после начала извержения. За 15 дней до извержения наблюдалось только 11 землетрясений и 28 за последние дни января. По глубине распределение землетрясений следующее: до извержения 1 землетрясение на глубине от 50 до 450 км и 10 с глубиной менее 10 км, после извержения 21 и 113 землетрясений соответственно. 17 землетрясений, предшествующих извержению вулкана, образуют кластер (рис. 1б), примерно равномерно распределенный по площади (красные точки на горизонтальной плоскости), а последующие землетрясения более плотно сгруппированы относительно эпицентра извержения (серые точки).

Проекции координат гипоцентров землетрясений на плоскость “глубина–долгота” описываются прямой с углом наклона 58° (рис. 1б), близким к наклону 49° [Лыскова, 2014] Тихоокеанской плиты (рис. 2а), погружающейся с Востока на Запад под Австралийскую плиту.

2.2. Магнитуда и энергия сейсмического источника по волнам Рэлея

На сейсмических станциях наиболее отчетливо выделяются поверхностные волны Релея, хорошо прослеживаемые на расстояниях более 100°. Однако в бюллетене [ISC, 2022] приведены параметры волн Рэлея только на трех станциях и магнитуда по объемным волнам m_b = 4.2. Чтобы определить магнитуду M_s мы использовали сейсмограммы 11 станций (рис. 2а), для измерения параметров (максимальная амплитуда , соответствующий ей период и время вступления) волн Рэлея (рис. 2б). Выбор станций основывался на примерно равномерном распределении станций по расстоянию.

Идентификация наблюдаемых на сейсмограммах вступлений как волн Рэлея вытекает из хорошо видимой на (рис. 2б) временной упорядоченности вступлений с групповой скоростью распространения волн, составившей 3.6–3.8 км/с, характерной для смешанных и океанических трасс распространения [Кейлис-Борок, 1960]. Другой признак – эллиптическая поляризация движения частиц в волне. На рис. 2в показаны фрагменты вертикальной и горизонтальной (радиальной) составляющих волнового пакета с визуально видимым фазовым сдвигом на ¼ периода между ними на станции CTAO, расположенной на расстоянии 35.9° к западу от эпицентра извержения вулкана, а на рис. 2г ретрогадное эллиптическое движение частиц среды в нем. Отношение осей эллипса 0.6–0.7, близко к теоретическому значению 2/3 [Буллен, 1966] для волн Рэлея в полупространстве. Сейсмограммы похожи на записи поверхностных волн от землетрясений и взрывов, но отличаются большим числом волновых цугов колебаний. В частности, волны Рэлея от землетрясения 2006 г., эпицентр которого расположен примерно в 30 км, состоят только из одного цуга колебаний. Измеренные значения максимальной амплитуды и периода приведены в табл. 1.

Для определения магнитуды M_s (табл. 1) использовано эмпирическое соотношение для землетрясений [Ванек и др., 1962]

где: А – максимальная амплитуда смещения (в нм) в волне Рэлея (L_R); T – соответствующий ей период; Δ – эпицентральное расстояние в градусах. Среднее значение магнитуды по 11 измерениям М_s = 5.52 ± 0.18.

Используя соотношение между моментной магнитудой и скалярным сейсмическим моментом M₀ [Kanamori, 1977]

для скалярного момента получаем 2.4 × 10¹⁷ < M₀ < < 5.6 × 10¹⁷ Дж. Т.е. энергия источника, возбудившего волны Рэлея, составляет (0.57–1.36) × 10² Мт (1 кТ = 4.2 × 10¹² Дж). Верхняя оценка мощности соответствует магнитуде М_S = 5.8 по данным Геологической службы США (USGS). Отметим, что мощность, оцененная по инфразвуковым волнам в атмосфере, составила 200 Mт [Адушкин и др., 2022].

Высота волн цунами вблизи островных и прибрежных территорий расположения сейсмических станций (рис. 2a) может быть определена из соотношения [Носов, 2019]:

Для станций на расстояниях от 7° до 100° она составляет небольшую величину 13 см > H_max > 2 см. Прямые измерения высоты волн на океанических станциях Новой Зеландии указывают на хорошую согласованность, в частности, с амплитудой первого пика от 21 до 3 см на расстояниях от 3 до 20° [Gusman et al., 2022 ].

Из этих данных средняя скорость распространения возмущений в гидросфере V = 0.254 ± 0.038 км/с, что соответствует скорости распространения гравитационной волны.

Имеется несколько возможностей для оценки излученной при извержении сейсмической энергии. Во-первых, используя эмпирическую зависимость между магнитудой по поверхностным волнам M_s и E_c, [Benioff et al.,1956].

откуда с учетом погрешности определения магнитуды $0.65 \times {{10}^{{13}}} < {{E}_{c}} < 2.3 \times {{10}^{{13}}}$ Дж.

Либо интервальную оценку [Шебалин, 1974], в соответствии с которой

откуда $1.9 \times {{10}^{{13}}} < {{E}_{c}} < 6.9 \times {{10}^{{13}}}$ Дж.

При извержении вулкана сейсмическое волновое поле на временном интервале волн Рэлея, как было отмечено выше, более сложное, чем при обычных землетрясениях. Наличие нескольких цугов колебаний на сейсмограммах позволяет предположить действие источника возбуждения волн Рэлея либо со сложной временной функцией, либо нескольких источников. Например, в работе [Yuen et al., 2022] авторы полагают, что во временной функции источника через 3.5 мин после начала извержения присутствуют еще три дополнительных импульса, следующих с интервалом около 20 с.

Чтобы получить представление о структуре волнового поля, длительности цуга и корректности определения скалярного сейсмического момента источника волн Рэлея мы рассчитали теоретические сейсмограммы для ряда станций спектрально-элементным методом с использованием алгоритма SPECFEM3D_GLOBE [Komatitsch et al., 2016; 2002] для источника со следующими параметрами механизма очага: простирание S = 58°, падение D = 47°, уклон (погружение) R = 92° и скалярным сейсмическим моментом M₀= 5.6 × 10¹⁷ Дж, полученным выше. Модель среды включала трехмерную модель коры [Bassin et al., 2000] и учитывала влияние факторов, связанных с эллиптичностью и наличием океанической части на трассе распространения волн. Вычисления проводились с использованием сверхвысокопроизводительных ресурсов Межведомственного суперкомпьютерного центра РАН (https://www.jscc.ru). Примеры наблюденных сейсмограмм на станциях YSS (Южно-Сахалинск) и YAK (Якутск) с соответствующими синтетическими показаны на рис. 3. Спектр когерентности указывает на согласованность энергетических составляющих в реальной и синтетической сейсмограммах на частотах 0.054 Гц для YSS, и 0.042 Гц для YAK. Из синтетической сейсмограммы следует, что длительность волн Рэлея составляет около 5 мин.

Принимая во внимание, что амплитуды смещения на сейсмограммах пропорциональны скалярному сейсмическому моменту, для согласования амплитуд в начальной части поверхностных волн, максимальное значение сейсмического момента M₀ = 5.6 × 10¹⁷ Дж , использованное для расчета синтетических сейсмограмм, следует уменьшить в 1.5–1.8 раза, т.е. сместить в сторону нижней границы, полученной из соотношения (2).

2.3. "Медленные волны" на сейсмических станциях

“Медленными волнами” мы для удобства назвали сейсмические колебания с отчетливой временной упорядоченностью вступлений, зарегистрированные на сейсмических станциях на значительных от ¾ час и более временных интервалах относительно времени в очаге с низкой кажущейся скоростью, которая указывает, что они не являются результатом излучения из очага вулкана. Для анализа использовались сейсмограммы станций на эпицентральных расстояниях 6–150° с каналами VH и барограммы канала LDO, совмещенного с сейсмоприемником, а также барограммы двух станций сети DART, показанных на рис. 4.

Фрагменты сейсмограмм вертикальных каналов длительностью 17 ч, предварительно отфильтрованные полосовым фильтром в диапазоне 100–2000 с, представлены на рис. 5 (слева), а соответствующие им спектры – справа. На вертикальных компонентах максимальная спектральная амплитуда на всех эпицентральных расстояниях имеет период 268 с. Также для всего набора данных выделен общий период колебаний 217 с. Спектральные компоненты с такими периодами отмечены в работе [Rowberry et al., 2022] как для анализируемого вулканического извержения, так и вулкана 1991 г. на Филиппинах. Спектральные максимумы с периодами 167 с наблюдаются только на расстояниях больше 50°, а несколько спектральных максимумов с периодами меньше 167 с на станциях XAN и TIN с, расположенных вблизи береговых линий континентов, вероятно, обусловлены локальными условиями.

На горизонтальных компонентах, как и на вертикальной компоненте, присутствует спектральный максимум с периодом 268 с (рис.6). Спектральный анализ фрагментов горизонтальных компонент сейсмограмм (рис.6 справа) демонстрирует и существенное отличие от спектров вертикальных компонент. На островных станциях в Тихом Океане (GUMO, JOHN, XMAS, RAR, MSVF) имеется четкий максимум с периодом 450 с и менее отчетливые с периодами 600–650 с.

Спектральный анализ с высоким разрешением по частоте не дает информации о временном положении возмущений с полученными периодами. В связи с этим были рассчитаны спектрально-временные диаграммы, которые имеют относительно низкое разрешение по частоте, но позволяют определить временную структуру сейсмического волнового поля. Для определения возможного источника медленных сейсмических возмущений были привлечены, во-первых, данные о вариациях акустических волн в атмосфере, зарегистрированные на сейсмических станциях, оборудованных датчиками давления. Особенности низкочастотных колебаний в медленных волнах, более детально видны на сейсмограммах вертикальной и горизонтальных компонент станции Джонстон (JOHN) на рис. 7.

Первая группа, отмеченная как P1, имеет более высокочастотный состав, чем вторая P2, и по времени вступления согласована с вступлением инфразвуковых возмущений (волна Лэмба) в атмосфере. Высокочастотные колебания в группе P1 поляризованы в вертикальной плоскости, с низким отношением вертикальной к горизонтальной осей поляризации. Кажущиеся скорости в группе Р1 (табл. 3) относительно времени в очаге, измеренные на 5 станциях, лежат в диапазоне 0.28–0.37 км/с.

Другой тип колебаний P2. Колебания в Р2 линейно поляризованы в горизонтальной плоскости с направлением, близким к направлению со станции на эпицентр. Для этого типа сейсмических возмущений скорость распространения составляет 0.21–0.26 км/с, что согласуется со скоростью гравитационных волн в гидросфере, для которых при глубине Тихого Океана в районе наблюдений 2000–5000 м из соотношения для скорости гравитационной волны V ≈ (gH)^0.5 интервал возможных скоростей составляет 0.141 < V < 0.221 км/с.

Такая интерпретация поддерживается данными измерений датчиков давления станций DART 52406 (Δ = 24°) и 51425 (Δ = 10°), расположенных относительно близко от станций RAR (12°) и JOHN (37.5°). На станциях DART наблюдаются также два типа колебаний (рис 8), аналогичные приведенным выше сейсмограммам. Имеющиеся данные не позволяют провести прямое сравнение вследствие различия в эпицентральных расстояниях и азимутах, но структура сейсмограмм и барограмм подобна. Наиболее отчетливо это видно из сейсмограмм станции RAR и барограммы станции 51425.

На записях удаленных станций DART также наблюдаются диспергирующие гравитационные волны, приходящие с запаздыванием в несколько часов после прохождения акустических волн в атмосфере [Nosov et al., 2022].