1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Вулканология и сейсмология
  4. № 4, 2020

Вулканология и сейсмология, 2020, № 4, стр. 3-12

Оценки поглощения энергии сейсмических волн на близких расстояниях от вулкана Кизимен (Камчатка)

В. К. Лемзиков a, М. В. Лемзиков a, *

a Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН
683006 Петропавловск-Камчатский, бульвар Пийпа, 9, Россия

* E-mail: lemzikov@kscnet.ru

Поступила в редакцию 11.03.2019
После доработки 26.11.2019
Принята к публикации 31.03.2020

Полный текст (PDF)

Аннотация

Произошедший рой вулканических землетрясений во время извержения вулкана Кизимен позволил изучить сейсмическое поглощение энергии сейсмических волн в вулканогенных горных породах на коротких гипоцентральных расстояниях от вулкана. Изучение выполнено с использованием P-волн, S-волн и кода-волн по зависимым и независимым от частоты методам: расширение импульса, нормализации к коде и модель однократного обратного рассеивания кода-волн. Возможно, дальнейшее исследование в этом направлении позволит исследовать также напряженно-деформированное состояние вулканогенных горных пород под вулканом и в его конусе. Определение внутреннего поглощения и рассеивания поперечных сейсмических волн показало, что в суммарном затухании в области вулканической постройки преобладает рассеивание поперечных сейсмических волн над внутренним поглощением их энергии. В результате можно сделать вывод, что добротность вулканогенных горных пород вулкана Кизимен выше, чем добротность тектонических сред.

Ключевые слова: вулкан Кизимен, вулкано‑тектонические землетрясения, сейсмические станции, расширения импульса, нормализации к коде, поглощение, рассеивание

ВВЕДЕНИЕ

Вулкан Кизимен с абсолютной высотой 2485 м является действующим, тип извержений – эффузивно-эксплозивный. Первые научные исследования вулкана датируются летом 1943 г. [Пийп, 1946]. Вулкан расположен на юго-восточном борту Щапинского грабена на полуострове Камчатка. Район вулкана Кизимен с соседствующим хребтом Гамчен и долиной реки левой Щапиной имеет сложную тектонику. Постройка вулкана приурочена к системе крупноамплитудных сбросов северо-восточного простирания зоны сочленения Щапинского грабена с горстом хребта Тумрок [Камчатка …, 1974].

За последние 200 лет вулкан Кизимен извергался около десяти раз. Предпоследнее извержение вулкана, по-видимому, произошло в 1927–1928 гг. [Гущенко, 1979]. Слабая сейсмическая активность вулкана Кизимен началась в начале 2009 г. и продолжалась в 2010 г. В декабре 2010 г., после более 80 лет затишья, началось очередное эксплозивно-эффузивное извержение. Первые сейсмические сигналы нового извержения могли свидетельствовать о взрывах и обломочных лавинах на вулкане. Они появились 9 декабря 2010 г., а в ночь с 9 на 10 декабря (по местному времени) произошло резкое усиление сейсмической и вулканической активности [Сенюков и др., 2010]. Извержение вулкана Кизимен продолжалось 3 года, до конца декабря 2013 г.

Вулканогенные горные породы обычно сильно гетерогенны. Здесь наблюдается присутствие лавовых потоков, пеплов, сложно построенных структур без преобладающих разломных направлений и т.д. В поверхностных слоях могут быть найдены бомбы, пепловые слои и обломочный материал. С глубиной наблюдаются внедрения магматических тел, что указывает на сложное строение геологической структуры вокруг вулкана и в его конусе.

Во многих работах [Saccorotti et al., 2001; Lees, 2007] показано, что сложная топография и пространственные вариации свойств вулканогенных горных пород искажают сигнал, производя явления, подобные фокусированию и расфокусированию сейсмических лучей, их рассеиванию, поглощению энергии сейсмических волн, и другие подобные явления. Все эти явления можно охарактеризовать параметром добротности Q, который, как функция расстояния, определяет поглощение энергии сейсмических волн.

Поглощение энергии сейсмических волн рассматривается как важный фактор, влияющий на параметры, характеризующие землетрясения, в частности, на спектры прямых волн [Гусев, 2016]. Изучение поглощающих свойств вулканогенных горных пород по записям вулкано-тектонических землетрясений на коротких гипоцентральных расстояниях позволяет получить данные о затухании сейсмических волн в приповерхностном слое. Оценки добротности, полученные по данным сейсмических станций, установленных на конусе вулкана, характеризуют поглощение энергии сейсмических волн в конусе вулкана, под ним и в непосредственной близости от него в различные периоды сейсмической активности вулкана. Возможно, в будущем исследование в этом направлении может быть использовано для прогноза извержения вулкана.

Для исследования добротности тектонических сред и вулканогенных горных пород в мире используется простой метод оценки затухания энергии кода-волн [Aki, Chouet, 1975] на основе параметра ${{Q}_{c}},$ который характеризует суммарное затухание энергии кода-волн. Например, в работе [Aki, 1992] отмечено, что ${{Q}_{c}}$ – важный параметр, характеризующий геологическую среду. В литературе имеются многочисленные оценки этого параметра добротности – ${{Q}_{c}},$ полученные в вулканогенных горных породах различных вулканов [Del Pezzo et al., 1985; Ambeh Fairhead, 1989; Steck et al., 1989; O’Doherty et al., 1997; Wu et al., 2006]. Обзор научной литературы показал, что параметр добротности ${{Q}_{c}}$ выше в вулканически активных регионах по сравнению с поверхностью земной коры [Sato, Fehler, 1998].

Суммарное затухание ${{Q}_{T}}$ обычно представляется как комбинация внутреннего поглощения ${{Q}_{I}}$ и рассеивание ${{Q}_{S}}$ [Zeng et al., 1991; Sato, 1993]:

(1)
${{Q}_{T}} = {{Q}_{I}} + {{Q}_{S}},$
где ${{Q}_{I}}$ – внутреннее поглощение, ${{Q}_{S}}$ – рассеивание.

Параметр ${{Q}_{I}}$ отражает поглощение энергии сейсмических волн, ${{Q}_{S}}$ характеризует процессы отражения/дифракции и/или изменения типа сейсмических волн. Лабораторные исследования [Del Pezzo et al., 1995] дают основания считать, что внутреннее поглощение энергии сейсмических волн чувствительно к плавлению вулканогенных горных пород.

Метод оценки поглощения энергии кода-волн, используемый ранее и основанный на однократном рассеивании, не различает два параметра ${{Q}_{I}}$ и ${{Q}_{S}},$ представляя их в виде общего параметра ${{Q}_{с}}$ [Sato, Fehler, 1998]. Параметр ${{Q}_{I}}$ определяет уменьшение амплитуды и прямых волн и кода-волн, а параметр ${{Q}_{S}}$ вместе с уменьшением амплитуды прямой волны ответственен за увеличение амплитуды кода-волн. Для раздельного определения этих параметров в среде используется метод MLTWA (Multiple Lapse Time Windows Analysis) [Zeng et al., 1991; Sato, 1993]. Метод основан на учете многократного рассеивания сейсмических волн. Он нашел широкое применение во всем мире, например, [Sato, Fehler, 1998]. В то же время этот метод не может быть применен для землетрясений малых магнитуд [Martinez-Arevalo et al., 2003], поэтому для получения отдельных оценок параметров ${{Q}_{I}}$ и ${{Q}_{S}}$ в работе будет использован другой аналогичный метод, описанный в работе [Wennerberg, 1993].

Целью работы является определение добротности Q в вулканогенных горных породах вулкана Кизимен на основе использования волновых форм вулкано-тектонических землетрясений, произошедших во время его последнего извержения. Добротность Q определяется в диапазоне частот от 0.5 до 15 Гц и на коротких гипоцентральных расстояниях, на основе P-, S-волн и кода-волн.

ИСХОДНЫЕ ДАННЫЕ

Из архива Камчатского филиала федерального исследовательского центра “Единая Геофизическая Служба (КФ ФИЦ ЕГС) РАН” выбирались цифровые записи волновых форм вулкано-тектонических землетрясений, произошедших при извержении вулкана Кизимен. На выбранных для анализа цифровых записях присутствуют четкие вступления продольных и поперечных сейсмических волн – их волновые формы короткие. Преобладают объемные волны, поверхностные волны отсутствуют (рис. 1).

Рис. 1.

Пример волновых форм слабого вулкано-тектонического землетрясения вулкана Кизимен, зарегистрированного вертикальным сейсмическим каналом станцией KZV 10 января 2010 г. по времени (UTC) 12 ч 00 мин 48.3 с. Показаны начала вступлений P-, S- и момент времени tc0 – начало кода-волн.

Такие события относятся к первому типу вулканических землетрясений и называются вулкано-тектоническими по классификации П.И. Токарева [1981]. Для уменьшения влияния поверхностных эффектов на формирование первых импульсов P-, S- и кода-волн выбирались более глубокие вулкано-тектонические землетрясения – с очагами под вулканом в диапазоне глубин 5–12 км. При извержении вулкана Кизимен вулкано-тектонических землетрясений с очагами глубже 12 км не было.

Для получения большей однородности оценок добротности вулканогенных горных пород цифровые записи волновых форм вулкано-тектонических землетрясений выбирались в узком диапазоне энергетических классов. Иногда такие землетрясения происходили на фоне вулканического дрожания, а также множества слабых вулкано-тектонических землетрясений, у которых “полезный” сигнал едва заметен на фоне помех. В этом случае выбирались события с соотношением по амплитуде сигнал/шум не менее двух.

Экспериментально установлено [Лемзиков, 2008], что для определения добротности вулканогенных горных пород вулкана Кизимен подходят вулкано-тектонические землетрясения в диапазоне энергетических классов в пределах от $K_{{S1,2}}^{{{\text{Ф}}68}}$ = 5.9 до $K_{{S1,2}}^{{{\text{Ф}}68}}$ = 6.3, где $K_{{S1,2}}^{{{\text{Ф}}68}}$ – региональные энергетические классы. $K_{{S1,2}}^{{{\text{Ф}}68}}$ = 6.1 соответствует в шкале магнитуд М = 1.0 согласно соотношению $K_{{S1,2}}^{{{\text{Ф}}68}}$ = = 1.5М + 4.6 [Федотов, 1972].

Регистрация вулкано-тектонических землетрясений вулкана Кизимен выполнена радиотелеметрическими сейсмическими станциями КФ ФИЦ ЕГС РАН, установленными на склоне и вблизи этого вулкана: Кизимен (KZV), Тумрок (TUM) и Тумрок-источники (TUMD) (рис. 2).

Рис. 2.

Карта района исследования. 1 – эпицентры слабых вулкано-тектонических землетрясений вулкана Кизимен 2011–2013 гг.; 2 – сейсмические станции (1 – TUM, 2 – TUMD, 3 – KZV); 3 – вершина вулкана Кизимен. На врезке: черным квадратом показано расположение исследуемого района на карте Камчатки.

Сейсмическая станция (TUM) была установлена в 2003 г. и работает с целью слежения за слабой сейсмичностью района Восточной Камчатки. Сейсмическая станция (KZV) была установлена у подножия вулкана Кизимен в сентябре 2009 г., когда существенно возросла сейсмическая активность этого вулкана по сравнению с фоновой сейсмичностью. Сейсмическая станция (TUMD) была установлена в марте 2011 г., когда извержение вулкана Кизимен продолжалось.

Станции KZV и TUM оснащены трехкомпонентным короткопериодным каналом для регистрации скорости смещений грунта: один вертикальный (SНZ) и два горизонтальных (SНE, SНN) и дополнительно – еще одна вертикальная компонента для регистрации скорости смещений грунта с повышенным уровнем чувствительности (ЕHZ). Станция TUMD оснащена трехкомпонентным комплектом широкополосных каналов для регистрации скорости смещений грунта: один вертикальный (BНZ) и два горизонтальных (BНE, BНN). Сейсмометрические каналы станции TUMD характеризуются не только широкой частотной полосой пропускания сейсмических сигналов, но и более высоким динамическим диапазоном по сравнению со станциями KZV и TUM.

ИСПОЛЬЗУЕМЫЕ МЕТОДЫ И ИХ ПРИМЕНЕНИЕ

Применены следующие методы: расширения импульса P- и S-волн, нормализации к коде и однократного обратного рассеивания кода-волн. Эти методы для оценивания добротности вулканогенных горных пород вблизи вулкана многократно использовались в работах, например, [Martinez-Arevalo et al., 2003; Bianco et al., 1999]. Отметим кратко, не упуская важных деталей.

Метод расширения импульса. Измерение продолжительности импульсов Р- и S-волн дает информацию об очаге землетрясения и среде распространения сейсмических волн на пути от очага до приемника. Метод имеет преимущество в том, что нет необходимости знать инструментальные характеристики приборов записи и точно измерять амплитуду импульса. В методе требуется только половина длительности первых вступлений (P или S).

В литературе имеются несколько способов для оценки продолжительности импульса. Мы использовали в работе метод [Liu et al., 1994], в котором его продолжительность определена как пересечение линейной экстраполяции максимального наклона начала импульса с нулевой линией сейсмограммы до следующего пересечения записи с нулевой линией (рис. 3).

Рис. 3.

Пример процедуры оценивания продолжительности импульса P-волны на сейсмограмме скорости смещения почвы.

Измерения сделаны на сейсмограммах относительно скорости смещения. В работе [Gladwin, Stacey, 1974] предложено эмпирическое соотношение для P-волн, которое связывает продолжительность импульса и длину пути сейсмической волны:

(2)
${{\tau }_{{1/2}}} = {{\tau }_{0}} + ct{\text{/}}{{Q}_{p}} = {{\tau }_{0}} + {\text{ }}cd{\text{/}}\left( {{{{v}}_{p}}{{Q}_{p}}} \right),$
где τ1/2 – продолжительность P-импульса на расстоянии d в км от очага, τ0 – продолжительность P-импульса в очаге в с, c – постоянная, t – время пробега волны от очага до станции в с, Qp – показатель добротности среды для P-волн и vp – скорость P-волны.

Для соотношения (1) важно определить значение постоянного “c”. В данной работе для импульсов Р-волн принято c = 0.5. Для импульсов S-волн принято c = 1. Соотношение (1) было получено для гомогенных сред, однако в работе [Wu, Lees, 1996] сделано заключение, что его можно применить и к сложным геологическим средам, таким как вулканогенные горные породы вулканов.

Продолжительность импульсов P-волн измерялась на вертикальных компонентах SHZ станций TUM, TUMD и KZV, а продолжительность импульсов S-волн – на горизонтальных компонентах SHE и SHN тех же станций (см. рис. 1). Следует отметить, что импульсы P-волн регистрируются только на фоне микросейсм, а импульсы S-волн – на коротких гипоцетральных расстояниях на фоне не только P-, но и других сейсмических волн, поэтому измерение их сложнее, чем импульсы P-волн.

Получены оценки добротностей QPr и QSr подстановкой экспериментальных данных в уравнение (2) (рис. 4).

Рис. 4.

Продолжительность первых импульсов для P- и S-волн в зависимости от гипоцентрального расстояния, где показаны методом наименьших квадратов определения значений QPr и QSr.

Для импульсов P-волн коэффициент корреляции равен ρ = 0.73, что можно принять как достаточный для анализа. Для импульсов S-волн коэффициент корреляции меньше и равен ρ = 0.57, но результат можно принять как приемлемый. Измерения длительностей импульсов S-волн, по сравнению с длительностями импульсов P-волнами, затруднено, поэтому измерения на двух горизонтальных каналах были выполнены там, где это было возможно. Оценки добротности QPr и QSr получены с использованием соответствующих значений скоростей vp и vs. Значения скоростей сейсмических волн имеют смысл средних скоростей этих волн для использованных данных. Они определялись с использованием скоростной модели среды, которая применяется на Камчатке для определения координат очагов землетрясений [Сенюков, 2004].

Значение угла наклона линии регрессии (см. рис. 4) для P- и S-волн равны: κ = 0.0020 и κ = = 0.0028 соответственно. Оценки добротностей P- и S-волн равны: QPr = 57 ± 16 и QSr = 88 ± 23. Отношение параметров добротностей QSr/QPr = 1.5.

Метод нормализации к коде. Поглощение энергии S-волны можно оценить при продолжительности времени намного большем, чем время пробега S-волны. Считается, что сейсмическая энергия однородно распределена в объеме, окружающем сейсмический очаг [Aki, Chouet, 1975]. Поэтому поглощение энергии S-волны можно оценить, следуя [Aki, 1980] на основе следующей методики. Амплитудный спектр S-волны (AS Direct(f, t)) для i-го источника и jтой станции, находящейся на расстоянии rij от очага землетрясений, может быть выражен через нормализацию его спектром S-кода-волн (Acoda S(f, tc), выбранном за промежуток времени tc, по формуле:

(3)
$\ln \frac{{{{r}_{{ij}}}\left| {{{A}^{{S\,Direct}}}(f,t)} \right|}}{{{{A}^{{Coda\,S}}}(f,{{t}_{c}})}} = - ({{Q}_{d}}(f){{\pi f} \mathord{\left/ {\vphantom {{\pi f} {{{{v}}_{o}}}}} \right. \kern-0em} {{{{v}}_{o}}}}){{r}_{{ij}}} + cte,$
где $Q_{d}^{{}}$ – поглощение прямой S-волны, v0 – скорость S-волны и f – частота, см. [Aki, 1980].

Применение этого метода требует выбора двух временны́х окон на сейсмограмме: первое включает пакет S-волн, а второе – референсное время на коде. Спектральные амплитуды S-волны и кода-волн оценены фильтрованием сигнала полосовым фильтром прохода и вычислением среднеквадратичной (RMS) амплитуды сигнала в двух окнах. В одном определяемом временем прибытия S-волны, и в другом выбранном за промежуток времени tc для кода-волн.

Этот анализ был сделан в частотной области в пяти октавных частотно-полосовых фильтрах (0.5–1, 1–2, 2–4, 4–8, 8–16 Гц) со средними частотами (0.75, 1.5, 3.0, 6.0 и 12.0 Гц). Фильтрация была выполнена с использованием фильтра Баттерворта с максимально плоской амплитудно-частотной характеристикой в полосах пропускания. В каждой полосе частот амплитуды S-волн и кода-волн были оценены как среднеквадратичные (RMS) амплитуды профильтрованной трассы, следуя рекомендациям многих работ, например [Del Pezzo et al., 1995], с длиной окна 2 с.

Стартовое время для выделения кода-волн есть точка со временем tсо = tS + 2(tS – tP), tS – время вступления S-волн, tP – время вступления Р-волн. Конец анализа кода-волн устанавливается временем, в котором отношение среднеквадратичного значения (RMS) сигнала и среднего шума до события больше чем 1. Форма кода-волн, при использовании этого метода, должна спадать однородно, без вступлений других волн. При обработке исходных данных это проверялось визуально и программно методом корреляции.

Референсное время на записи кода-волн вулкано-тектонических землетрясений определено значением – tc = 16 с. Результаты, которые были использованы для расчета коэффициента добротности на основе рассматриваемого метода нормализации к коде – Qd, определяются для корреляционного коэффициента не менее 0.7 в полосе частот с осевой частотой 0.75 и 1.5 Гц, и не менее 0.9 – с осевой частотой 3.0, 6.0 и 12.0 Гц. Средняя скорость S-волн для каждой из сейсмических станций определялась согласно работе [Сенюков, 2004]. Результаты вычисления добротности Qd представлены в табл. 1.

Таблица 1.  

Оценки добротности Qd, полученные по методу нормализации к коде для каждой из трех станций, и средняя оценка добротности Qd для всех станций

Станция код   Частота, Гц
0.75 1.5 3.0 6.0 12.0
KZV Количество наблюдений 566 580 585 544 467
Qd 38 ± 13 77 ± 18 124 ± 23 187 ± 39 305 ± 59
TUM Количество наблюдений 633 719 722 701 510
Qd 68 ± 17 115 ± 21 172 ± 26 265 ± 42 431 ± 63
TUMD Количество наблюдений 228 340 350 329 217
Qd 48 ± 26 139 ± 53 217 ± 71 307 ± 102 371 ± 93
Средняя для трех станций Количество наблюдений 1412 1615 1685 1594 1271
Qd 54 ± 21 104 ± 26 136 ± 34 224 ± 46 360 ± 74

Частотная зависимость для среднего значения Qd может быть представлена по следующему закону:

(4)
${{Q}_{d}} = {{Q}_{0}}{{\left( {f{\text{/}}{{f}_{0}}} \right)}^{n}},$

где Q0 – значения Qd на частоте 1 Гц, f0 – референсная частота равная 1 Гц.

Таким образом, для среднего значения Qd в результате получаем Q0= 58 ± 28, n = 0.72 ± 0.22:

(5)
${{Q}_{d}} = 58 \pm 28{{\left( {f{\text{/}}{{f}_{0}}} \right)}^{{0.72{\text{ }} \pm {\text{ }}0.22}}}.$

Метод однократного обратного рассеивания. В предположении об однократном обратном рассеивании сейсмических волн в процессе формирования кода-волн и при условии помещения очага и станции в одну и ту же точку, огибающая кода-волн, как функция времени в фиксированный отрезок времени tс, отсчитывается от времени в очаге названное промежутком времени (lapse time), может быть выражено, следуя [Aki, Chouet, 1975]:

(6)
$A\left( {f,t} \right) = {{A}_{0}}\left( f \right){{t}^{{--n}}}\exp (--\pi ft{\text{/}}{{Q}_{c}}),$
где A0(f) – функция, которая зависит от источника, пути и частоты f волны и свойств среды, t–n – геометрическое расхождение, Qc – показатель добротности кода-волны.

Параметр Qc вычисляется на основе линейного соотношения, полученного логарифмированием обеих частей уравнения (6):

(7)
$\ln \left( {A\left( {f,t} \right){{t}^{n}}} \right) = \ln ({{A}_{0}}(f)) - \pi ft{\text{/}}{{Q}_{c}}.$

Затем методом наименьших квадратов определяется угол наклона линии регрессии полученных данных, коэффициент – πft/Qc и свободный член – ln(A0(f)).

Дополнительно следует отметить, что все замечания при выборе участков кода-волн на цифровых записях вулкано-тектонических землетрясениях, приведенные в методе нормализации к коде, относятся и к этому методу. Результаты вычисления параметра добротности Qc представлены в табл. 2.

Таблица 2.  

Оценки добротности Qc по данным трех станций и средняя оценка Qc

Частота, Гц Станция код Количество наблюдений Коэффициент корреляции Оценки добротности Qc и средняя оценка Qc Область наблюдения, Zнабл.
0.75 KZV 54 0.68 78.0 ± 27.0 4.0
TUM 54 0.67 97.0 ± 32.0 2.7
TUMD 15 0.54 100.0 ± 28.0
Сумма 123   69 ± 29  
1.5 KZV 54 0.68 106.0 ± 30.0 4.4
TUM 72 0.68 130.0 ± 45.0 2.9
TUMD 16 0.54 131.0 ± 30.0
Сумма 142   122 ± 35  
3.0 KZV 85 0.90 140.0 ± 47.0 6.4
TUM 120 0.87 178.0 ± 63.0 5.5
TUMD 87 0.74 178.0 ± 37.0
Сумма 292   165 ± 49  
6.0 KZV 87 0.95 184.0 ± 55.0 6.4
TUM 115 0.93 230.0 ± 87.0 5.4
TUMD 77 0.90 224.0 ± 35.0
Сумма 297   212 ± 59  
12.0 KZV 84 0.96 230.0 ± 87.0 6.8
TUM 113 0.93 320.0 ± 96.0 6.3
TUMD 88 0.95 316.0 ± 91.0
Сумма 285   289 ± 91  

Из табл. 2 видно, как проявляется отличие оценок добротности Qc между станциями, с одной стороны KZV, а с другой – TUM, TUMD.

Представляя зависимость параметра Qc от частоты для среднего значения этого параметра (см. табл. 2), получаем Q0= 106 ± 3, n = 0.42 ± 0.01, и эта зависимость выражается соотношением:

(8)
${{Q}_{c}} = 106 \pm 3{{\left( {f{\text{/}}{{f}_{0}}} \right)}^{{0.42{\text{ }} \pm {\text{ }}0.01}}}.$

В этом случае коэффициенты соотношения имеют незначительный разброс, что свидетельствует о том, что полученные оценки добротности Qc являются устойчивыми.

ОБСУЖДЕНИЕ

Получено несколько оценок добротности Q вулканогенных горных пород вулкана Кизимен на коротких гипоцентральных расстояниях в полосе частот от 0.5 до 15.0 Гц. Оценки добротности Q зависят от метода исследования. Метод расширения импульса позволяет получить оценки добротности вулканогенных горных пород для некоторой полосы частот, определяемой спектром первых вступлений Р- и S-волн.

Полученные оценки добротности Q позволяют упрощенно представить вулканическую среду возле вулкана Кизимен в виде двухслойной. Полная добротность Qtotal представляется как сумма двух эффектов, поверхностное поглощение энергии сейсмических волн под сейсмической станцией (Qk) и сейсмическое поглощение, соответствующее лучу сейсмических волн, проходящему в более глубоком слое (Qparth). Такой подход использован в [Martinez-Arevalo et al., 2003]. Можно ожидать, что оценки добротности Qk в поверхностном слое будут меньше по сравнению с оценками добротности Qparth в глубоком слое [Martinez-Arevalo et al., 2003].

Согласно расположению сейсмических станций и очагов вулкано-тектонических землетрясений (см. рис. 2) можно сделать следующее заключение:

сейсмические лучи вулкано-тектонических землетрясений по данным станции KZV располагаются, в основном, в поверхностном слое и, следовательно, оценки добротности Q для этой станции больше соответствуют добротности в поверхностном слое Qk;

сейсмические лучи вулкано-тектонических землетрясений на двух других станциях – TUM и TUMD погружаются во второй слой тем глубже, чем больше гипоцентральное расстояние этих землетрясений. Оценки добротности Q для них больше соответствуют добротности Qparth в глубоком слое.

Этот вывод подтверждается сравнением полученных оценок добротности Qc по станциям:

1) по методу нормализации к коде (см. табл. 1). Оценки добротности Qd, полученные по станции KZV, на всех частотах примерно в 1.6 раз меньше, чем по станциям TUM и TUMD;

2) по методу однократного обратного рассеивания при формировании кода-волн (см. табл. 2). При уровне значимости 0.01 критическая область – (Zкр.) = 2.58, т.е. разница в оценках добротности Qc между станцией KZV и двух остальных – TUM и TUMD существенная, так как в обоих случаях Zнабл > Zкр, что указывает на значительное отличие.

В работе также были исследованы оценки добротности Qc в зависимости от продолжительности времени, измеряемого от момента в очаге землетрясения для участка кода-волн.

На рис. 5 показаны зависимости Qc(f) на различных участках по времени. На этом же рисунке в качестве сравнения приведены средние оценки Qc в районе вулкана Кизимен. Здесь же приведены результаты этого параметра примерно для таких же гипоцентральных расстояний по некоторым другим вулканическим зонам земли [Bianco et al., 1999].

Рис. 5.

Средние оценки Qc в зависимости от интервала времени на коде для различных частотных полос. 1 – 8–15 с; 2 – 10–20 с; 3 – 15–25 с; 4 – 20–30 с; 5 – 25–35 с; 6 – 30–40 с; 7 – 35–45 с; 8 – средняя оценка Qc 8–45 с; 9 – вулкан Везувий (Италия) 10–20 с [Bianco et al., 1999]; 10 – вулкан Сент-Хеленс (США) 10–20 с [Bianco et al., 1999]; 11 – вулкан остров Обмана 10–30 с [Bianco et al., 1999].

Cредние оценки добротности Qc по данным трех станций KZV, TUM и TUMD наиболее близко совпадают с оценками огибающей (4) (см. рис. 5) во временном отрезке 20–30 с.

Как отмечено выше, станция KZV начала работать, когда извержение вулкана Кизимен уже началось, поэтому проследить за этими оценками добротности в календарном времени от начала извержения не удалось, но в литературе отмечается, что вариации этого параметра по времени есть и они слабые [Aki, 1992]. Средние оценки добротности Qc по всей вулканической зоне вулкана Кизимен, определенные по трем сейсмическим станциям (см. рис. 2), характеризуют добротность вулканогенных горных пород, окружающих вулкан Кизимен.

С другой стороны, суммарное затухание энергии сейсмических волн разделяется на вклад внутреннего поглощения энергии сейсмических волн и рассеивания поперечных сейсмических волн. Следуя методу, описанному в [Wennerberg, 1993], для трехмерного случая, оценки добротности Qc могут быть выражены как функция параметров внутреннего поглощения и рассеивания:

(9)
${{Q}_{c}} = {{Q}_{i}} + {{Q}_{s}}(1 - 2\delta (\gamma )),$
где функция δ(γ) была представлена [Wennerberg, 1993] в виде:
(10)
$1 - 2\delta \left( \gamma \right) = - 1{\text{/}}\left( {4.44 + 0.738\gamma } \right),$
$\gamma = {{Q}_{s}}\omega t,$
где ω – угловая частота, t – время, отсчитываемое от времени в очаге. Система уравнений (10) и (11) может быть использована для QI и QS.

В соотношении (9) использованы оценки добротности Qc, полученные по цифровым записям вулкано-тектонических землетрясений вулкана Кизимен. Общие итоговые результаты приведены в табл. 3.

Таблица 3.  

Результаты расчета внутреннего поглощения и рассеивания по параметру добротности Qc

  Частота, Гц
0.75 1.5 3.0 6.0 12.0
Qc 93 126 169 222 298
QS 151 196 250 301 410
QI 104 144 192 239 352

Таким образом, в суммарном затухании энергии сейсмических волн в вулканогенных горных породах вулкана Кизимен больше преобладает рассеивание поперечных сейсмических волн, чем внутреннее поглощение.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В работе исследовано поглощение энергии сейсмических волн в вулканогенных горных породах вулкана Кизимен на коротких гипоцентральных расстояниях в интервале частот 0.5–15 Гц с использованием различных методов. Методы нормализации к коде и однократного обратного рассеивания не обеспечивают достаточную информацию относительно поверхностного поглощения.

Полученные оценки добротности Q позволяют упрощенно представить вулканическую среду возле вулкана Кизимен в виде двухслойной и выразить ее добротность как сумму двух эффектов, представляющих поверхностное поглощение энергии сейсмических волн под сейсмической станцией и поглощение энергии сейсмических волн в глубоком слое. Это можно сделать благодаря удобному расположению сейсмических станций и очагов вулкано-тектонических землетрясений возле вулкана Кизимен. Оценки добротности вулканогенных горных пород по данным станции KZV, расположенной у подножия вулкана, характеризует среду непосредственно вблизи вулкана Кизимен, в то время как остальные две станции TUM и TUMD характеризуют добротность вулканогенных горных пород в глубоком слое от вулкана Кизимен.

Чтобы исследовать эффект гетерогенной структуры вулкана Кизимен, в работе были получены отдельно оценки добротности внутреннего поглощения QI и оценки добротности рассеивания QS поперечных сейсмических волн. Результаты указывают на значимое преобладание процесса рассеивания поперечных сейсмических волн над внутренним поглощением.

В целом полученные результаты подтверждают, что добротность вулканогенных горных пород выше по сравнению с добротностью других пород в различных средах.

Список литературы

  1. Гусев А.А., Гусева Е.М. Оценка затухания поперечных волн в среде ст. “Петропавловск”, Камчатка, по спаду спектра // Физика Земли. 2016. № 4. С. 35–51.

  2. Гущенко И.И. Извержения вулканов мира. М.: Наука, 1979. 470 с.

  3. Камчатка, Курильские и Командорские острова (История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока) / Под ред. И.В. Лучицкого. М.: Наука, 1974. 437 с.

  4. Лемзиков М.В. Оценка характеристик затухания поперечных сейсмических волн в постройке вулкана Ключевской // Вулканология и сейсмология. 2008. № 2. С. 125–134.

  5. Пийп Б.И. Вулкан Кизимен // Бюлл. вулканологических станций на Камчатке. 1946. № 13. С. 22–32.

  6. Сенюков С.Л., Нуждина И.Н., Дрознина С.Я. и др. Сейсмичность вулкана Кизимен // Труды Третьей научно-технической конференции “Проблемы комплексного геофизического мониторинга”. Петропавловск-Камчатский: КФ ГС РАН, 2010. С. 144–148.

  7. Сенюков С.Л. Мониторинг активности вулканов Камчатки дистанционными средствами наблюдения // Комплексные сейсмологические и геофизические исследования Камчатки. К 25-летию Камчатской опытно-методической сейсмологической партии ГС РАН. Петропавловск-Камчатский, 2004. С. 279–291.

  8. Токарев П.И. Вулканические землетрясения Камчатки. М.: Наука, 1981. 164 с.

  9. Федотов С.А. Энергетическая классификация Курило-Камчатских землетрясений и проблема магнитуд. М.: Наука, 1972. 116 с.

  10. Aki K. Scattering and attenuation of shear waves in the lithosphere // J. Geophys. Res. 1980. V. 85. P. 6496–6504.

  11. Aki K. State of the art in volcanic seismology, in IAVCEI // Proceedings in Volcanology. 1992. P. 3–10.

  12. Aki K., Chouet B.A. Origin of coda waves: Source, attenuation and scattering effects // J. Geophys. Res. 1975. V. 80. P. 3322–3342.

  13. Ambeh W.B., Fairhead J.D. Coda Q estimates in the Mount Cameroon volcanic region. West Africa // Bull. Seism. Soc. Am. 1989. V. 79. P. 1589–1600.

  14. Bianco F., Castellano M., Del Pezzo E. et al. Attenuation of short-period seismic waves at Mt Vesuvius, Italy // Geophys. J. Int. 1999.V. 138. P. 67–76.

  15. Del Pezzo E., De Natale, Scarcella G. et al. Qc of three component seismograms of volcanic microearthquakes at Campi Flegrei volcanic area-Southern Itali // Pure Appl. Geophys. 1985. V. 123. P. 683–696.

  16. Del Pezzo E., Ibanez J.M., Morales J. et al. Measurements of intrinsic and scattering seismic attenuation in the crust // Bull. Seismol. Soc. Am. 1995. V. 85. P. 1373–1380.

  17. Gladwin M.T., Stacey F.D. Anelastic degradation of acoustic pulses in rocks // Phys. Earth Planet. Int. 1974. V. 8. P. 332–336.

  18. Lees J.M. Seismic tomography of magmatic systems // J. Volcanology and Geotherm. Res. 2007. V. 167. P. 37–56.

  19. Liu H.P., Warrick R.E., Westerlund et al. In situ measurement of seismic shear-wave absorption in the San Francisco Holocene Bay Mud by the pulse-broadening method // Bull. Seismol. Soc. Am. 1994. V. 84. P. 62–75.

  20. Martinez-Arevalo C., Bianco F., Ibanez J.M. et al. Shallow seismic attenuation and shear-wave splitting in the short period range of Deception Island volcano (Antarctica) // J. Volcanol. and Geotherm. Res. 2003. V. 128. P. 89–113.

  21. Martinez-Arevalo C., Bianco F., Ibanez J.M. et al. Shallow seismic attenuation and shear-wave splitting in the short period range of Deception Island volcano (Antarctica) // J. Volcanol. and Geotherm. Res. 2003. V. 128. P. 89–113.

  22. O’Doherty K.B., Bean C.J., McCloskey J. Coda wave imaging of the Long Valley Caldera using a spatial stacking technique // Geophys. Res. Lett. 1997. V. 24. P. 1547–1550.

  23. Saccorotti G., Almendros J., Carmona E. et al. Slowness anomalies from two dense seismic arrays at Deception Island, Antarctica // Bull. Seismol. Soc. Am. 2001. V. 91. P. 561–571.

  24. Steck L.K., Prothero W.A., Scheimer J. Site-dependent coda Q at mono craters, California // Bull. Seism. Soc. Am. 1989. V. 79. P. 1559–1574.

  25. Sato H. Energy transportation in one- and two-dimensional scattering media; analytic solutions of the multiple isotropic scattering model // Geophys. J. Int. 1993. V. 112. P. 141–146.

  26. Sato H., Fehler M.C. Seismic Wave Propagation and Scattering in the Heterogeneous Earth. N.Y.: Springer-Verlag, 1998. 308 p.

  27. Wennerberg L. Multiple-scattering interpretation of coda-Q measurements // Bull. Seismol. Soc. Am. 1993. V. 83. 279–290.

  28. Wu J., Jiao W., Ming Y. et al. Attenuation of coda waves at the Changbaishan Tianchi volcanic area in Northeast China // Pure Appl. Geophys. 2006. V. 163. P. 1351–1368.

  29. Wu H., Lees J.M. Attenuation of Coso geothermal area, California, from waves pulse width // Bull. Seismol. Soc. Am. 1996. V. 86. P. 1574–1590.

  30. Zeng Y., Su F., Aki K. Scattering wave energy propagation in a random isotropic scattering medium. Part 1. Theory // J. Geophys. Res. 1991. V. 96. P. 607–619.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска содержание выпуска

Вулканология и сейсмология

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал