Почему в 1738 году С.П.Крашенинников назвал Авачинскую сопку на Камчатке Востроверхой?

Мелекесцев И.В.1, Базанова Л.И.1, Двигало В.Н.2

 1Институт вулканической геологии и геохимии ДВО РАН

2Институт вулканологии ДВО РАН

 

 Авачинский (53о15.3' с.ш., 158о49.8' в.д., 2751 м над уровнем моря) – один из самых активных вулканов Восточной вулканической зоны Камчатки: в 1737-1991 гг. – 14 извержений, 5 октября 2001 г. активизация с фреатическими взрывами. Он находится в непосредственной близости (25-30 км) от городов Петропавловск-Камчатский и Елизово с населением около 300 тыс. человек и в 26 км от международного аэропорта Елизово. В связи с чем практически любое его извержение может представлять угрозу как для обоих городов и аэропорта, так и для находящихся еще ближе к вулкану многочисленных дачных участков. Поэтому в 1996 г. Авачинский вулкан решением Международной ассоциации вулканологии и химии земных недр (IAVCEI) был отнесен к вулканам с высокой степенью риска, названных "декадными", для совершенствования и демонстрации методов и подходов в решении проблемы предупреждения ущерба от вулканических катастроф.

В связи с этим любая дополнительная информация об Авачинском вулкане, позволяющая более объективно подойти к долгосрочному прогнозу его извержений и связанной с ними вулканической опасности, всегда представляет большую ценность. Особенно, если она относится к уточнению специфики проявления новейших извержений рассматриваемого вулкана. Именно такую информацию и удалось получить в результате анализа материалов аэрофотосъемки 11 ноября 2001 г. (проведена В.Н.Двигало) вершинной части Молодого конуса вулкана Авачинский. Появилась возможность сразу решить несколько частных задач: 1) получить более точное представление о кратере и морфологии вершинной части Молодого конуса перед извержением 27-29 июня 1827 г., 2) уточнить особенности проявления и геолого-геоморфологический эффект самого извержения 1827 г. и, наконец, 3) установить причину несоответствия облика вершинной части Молодого конуса в 1738 г. с его описаниями с середины XIX в. по настоящее время.

Первым описал морфологию действующего Молодого конуса вулкана Авачинский С.П.Крашенинников, назвав его в 1738 г. огнедышащей или горящей горой, очень крутой и "востроверхой". Последнее определение долгое время оставалось непонятным и казалось ошибочным, поскольку в настоящее время активный аппарат вулкана Авачинский – его Молодой конус имеет вид асимметричного (относительная высота на севере - ~500 м, на юге - ~1000 м) усеченного конуса с вершинным кратером диаметром ~400 м. Примерно таким же он был, судя по описаниям и первым фотографиям, по крайней мере, с 50-ых годов XIX в. Современный же кратер Молодого конуса, несколько модернизированный извержениями 1938 и 1945 гг., возник в 1926 г. Измерения его параметров и картирование было выполнено Б.И.Пийпом в 1931 г. Кратер имел в плане округло-четырехугольную форму, поперечник до 400 м, глубину 150 м и объем ~7 млн. м3. После извержения 1945 г. очертания кратера в плане почти не изменились, а глубина увеличилась до 260 м. Примерно таким же он оставался вплоть до заполнения лавой объемом ~8.4 млн. м3 в январе-феврале 1991 г., но его максимальная глубина перед этим уменьшилась до 190 м.

Поэтому никто из исследователей последних 150 лет Молодой конус вулкана Авачинский "востроверхим" (т.е. островершинным) не называл.

Однако еще в июне 1824 г., по измерениям поднимавшихся на Авачинский вулкан физика Г.Ленца и минералога Э.Гофмана – участников кругосветного плавания на военном шлюпе "Предприятие" (1823-1826 гг.) под руководством Котцебу, Молодой конус можно было вполне считать "востроверхим". По их данным диаметр вершинного кратера не превышал нескольких сот футов (по-видимому, 50-100 м, примечание И.М.), а его глубина была равна 30 футам (т.е. – менее 10 м). По нашей реконструкции абсолютная высота вулкана достигала тогда 2800-2850 м. Близкую же к современной морфологию Молодой конус приобрел только после очень сильного извержения 27-29 июня 1827 г., когда, по словам местных жителей, вершина вулкана "провалилась".

В нашей предыдущей статье (Мелекесцев и др., 1993) была предпринята первая попытка объяснить как это случилось. Предполагалось, что перед извержением 1827 г. жерло и кратер Молодого конуса оказались закупоренными лавой. В связи с чем при подъеме магмы в ходе извержения привершинная часть Молодого конуса была частично разрушена взрывом и обвалом с уменьшением ее абсолютной высоты, а сам кратер значительно увеличился в размерах. По-видимому, следствием этого и был т.н. "провал" вершины вулкана, отмеченный всеми очевидцами извержения.

Правда, что конкретно было разрушено, удалось более достоверно выяснить лишь при дешифрировании аэрофотоснимков, полученных В.Н.Двигало при аэросъемке кратера Молодого конуса вулкана Авачинский 11 ноября 2001 г. Оказалось, что современный кратер вулкана имеет более сложное строение, чем представлялось ранее. Так, при сравнительном анализе детальных карт масштаба 1:2000 и 1:10 000 вершинной части Молодого конуса (созданы на основе стереофотограмметрической съемки 1975 г.), цветных фотографий Авачинского вулкана (фиг. 161, 166, 170, 172 в книге "Действующие вулканы Камчатки", Т. 2) и аэрофотоматериалов последней съемки вершинной части Молодого конуса были выявлены 5 главных элементов его кратера. Причем 3 из них обнаружены впервые. Это – фрагмент палеократера в северо-восточном секторе, находящийся там же остаток вложенного в него внутреннего конуса, сложенного бурыми и краснобурыми шлаками, который отделен от уступа палеократера отчетливым атрио. Четвертым и пятым элементом являются врезанный в палеократер современный кратер и, заполнившая последний в 1991 г., андезибазальтовая лава мощностью до 170 м.

На картах и фотографиях хорошо видны и осложняющие кратер вторичные образования: обвальный цирк, съехавший оттуда блок и обвально-осыпной конус выноса - на востоке, обвальный цирк - на северо-западе, крутосклонный (65-75о) выступ измененных пород (т.н. "Серный хребет") внутри кратера в юго-западном секторе. Кроме "Серного хребта" все они также выделены впервые. Обращает внимание, что по сравнению с 1931 г. и 1946 г. за счет своеобразной препарировки заметно увеличилась длина "Серного хребта" и "заливов" к северу и югу от него. Не исключено, что препарировка хребта и формирование глубоко врезанных "заливов" связаны здесь с обрушениями стенок кратера в результате сильнейших землетрясений 4 ноября 1952 г. и 5 мая 1959 г.

Обнаруженные фрагменты палеократера и вложенного в него внутреннего шлакового конуса позволяют заключить, что до извержения 1827 г. Молодой конус тоже, в принципе, имел строение типа "конус в конусе", как и сам вулкан Авачинский (сомма Авачи+Молодой конус). По стереофотограмметрической съемке 1975 г. основание внутреннего конуса располагалось на абсолютных отметках ~2720 м. Что касается размера палеократера, то он, судя по сохранившимся фрагментам, имел округлую форму и диаметр 350-400 м. Соответственно близкий размер был и у основания вложенного в него конуса. При характерной для подобных образований крутизне склонов в 30-35о и поперечнике вершинного кратера 40-50 м абсолютная высота конуса могла достигать 2850 м, т.е. на 100 м больше, чем сейчас.

Именно такой, вероятно, видел вершину Молодого конуса вулкана Авачинский в январе 1738 г. и С.П.Крашенинников, когда писал про него в своем рапорте: "Горящая гора очень крута, востроверхая. Из середины самой ее верхушки беспрестанно дым идет, оная гора вышиною всех лежащих гор превосходит, кроме одной горы, подле нее находящейся (вулкана Корякский, примечание И.М.), вышиной ей подобной, из которой сказывают, что в давные годы дым шол. Подножье горящей горы состоит до половины из гор, на которых лес ростет кедровник, а с половины оная гора голая. От подножья до ¾ вышины ее … можно взойтить летним днем, а выше идти невозможно, потому что очень круто".

Извержения 1772 и 1779 гг. вершину вложенного конуса, по-видимому, почти не изменили, на что указывают проведенные там наблюдения участников экспедиции Котцебу летом 1824 г. (см. выше). Почти полное разрушение этого конуса, резкое увеличение размеров вершинного кратера и уменьшение абсолютной высоты активного аппарата вулкана Авачинский произошли лишь во время извержения 27-29 июня 1827 г. Не исключено, что размер кратера 1827 г. приблизился тогда к размеру палеократера, а морфология вершинной части Молодого конуса стала с тех пор похожа на современную – усеченный конус с крупным вершинным кратером.

Точное время возникновения палеократера и формирования в нем вложенного конуса определить пока не удалось. Однако проведенные тефрохронологические исследования позволили заключить их возраст в достаточно узкий временной интервал. Предполагается, что вложенный в палеократер шлаковый конус уже существовал к моменту извержения летом 1737 г., так как он явно не мог быть сформирован в ходе этого извержения, которое продолжалось не более суток. Поэтому теоретически 1737 г. может служить лишь предельно допустимой верхней возрастной границей для вложенного конуса. Самому же извержению 1737 г. предшествовал период относительного покоя Молодого конуса длительностью 100-200 лет. Следовательно, эту границу можно опустить вниз еще на 100-200 лет, т.е. примерно до 1550-1650 гг.

Основываясь на характере и геолого-геоморфологических последствиях извержений новейшего этапа (1737-2001 гг.) эруптивной истории Молодого конуса, логично допустить также, что образование палеократера было связано с достаточно мощным извержением, аналогом которых, по-видимому, являются извержения этого вулкана в 1827, 1926, 1938 и 1945 гг. Когда это произошло, возможно, станет известно после проведения дополнительных исследований.

 

Перспективы поисков технеция и трансурановых нуклидов в возгонах вулкана Кудрявый (о. Итуруп, Курильские о-ва)

Пономарев Г.П.1, Рашидов В.А.1, Чубурков Ю.Т.2, Перлыгин  В.П.2, Абдурахманов А.И.3

1 Институт вулканической геологии и геохимии ДВО РАН

2 Объединенный Институт ядерных исследований

3Научно-исследовательский геотехнологический центр ДВО РАН

 

В 90-х годах прошедшего столетия в высокотемпературных возгонах вулкана Кудрявый, находящегося в кальдере Медвежья (о. Итуруп, Курильские о-ва), был найден собственный минерала рения – дисульфид рения ReS2 (Быков и др., 1995), предварительно названный ренитом.

В кратерной части вулкана Кудрявый в рудных корках, формирующихся уже на протяжении около 100 лет, в местах выхода вулканических эманаций из выделяющихся газов с температурами порядка 500-900°С произошло концентрирование (109) рения с образованием изоморфного ряда Mo-Re сульфидов вплоть до чистого дисульфида рения (Коржинский и др., 1996; Ткаченко и др., 1999). Согласно оценкам по валовой эмиссии газов и их составу запасы рения в этих корках оцениваются примерно в 4 тонны. Это вызвало повышенный научный интерес в связи с тем, что кларк рения в земной коре составляет 7х10-8вес. %, а рений находили только в виде изоморфной примеси в различных минералах, среди которых молибденит является преобладающим минералом-носителем и концентратором.

В рудных корках вулкана Кудрявый, состоящих из минералов  Mo, Re, W, Fe, Pb, Zn, Cd, Bi наблюдается обогащение B, Rb, Cs, In, Zr, Tl (Коржинский и др., 1996). В этих корках могут быть накоплены и такие элементы, как технеций и трансурановые нуклиды с Z = 104 –126, поиски которых в земных условиях до сих пор заканчивались неудачей.

Элемент технеций (Тс) будучи близким по своим химическим свойствам молибдену и рению, благодаря изоморфизму, может быть сконцентрирован в их сульфидах. Поиски технеция в минералах, содержащих молибден, рений и рутений, пока не дали однозначных результатов (Несмеянов, 1978). Наиболее вероятной причиной этого, с нашей точки зрения, является предположительно достаточно большой возраст этих минералов (> 20 млн.лет), значительно превышающий периоды полураспада наиболее долгоживущих изотопов технеция (Тс97- Т1/2 =  2.6.106 лет; Тс99- Т1/2 = 2.12.105 лет).

В ряде гидротермальных уран-молибденовых месторождений также наблюдаются повышенные содержания  рения, достигающие 20 грамм/тонну. На основании этого можно предположить, что повышенные концентрации трансурановых нуклидов с Z = 104 –126, поиски которых в земных объектах также ранее заканчивались неудачей, могут быть отмечены в возгонах вулкана Кудрявый.

Предположение о целесообразности поисков технеция и трансурановых нуклидов с Z = 104 –126 была впервые высказана авторами в июле 2001 года на юбилейной научной сессии, посвященной 10-летию образования Института вулканической геологии и геохимии ДВО РАН.

Первые результаты изучения гамма-спектров ряда образцов возгонов с вулкана Кудрявый, любезно предоставленных В.А. Ермаковым, проведенного в ОИЯИ (г. Дубна), показали наличие g - линии с Еg = 662 кэв, указывающей на присутствие Cs137. Наличие пика с Еg =650-760 кэв позволяет говорить о возможном присутствии 98Тс. Для доказательства этого предположения необходимо проведение исследований с применением низкофоновых детекторов. Полученные результаты отличаются от расчетных данных по продуктам спонтанного деления урана (Шуколюков, 1970).

В формирующихся возгонах вулкана Кудрявый идет отложение и таких элементов, как Li, B, C, S, Mg, Si, Cl, I, Ca, K, Zr. Возможно, что при переносе этих элементов в газовой фазе могут происходить смещения изотопных отношений относительно породы из-за сложных физико-химических обменных процессов. При высоких температурах фракционирование изотопов не уменьшается до нуля, а может превысить первоначальную величину коэффициента  разделения или изменить знак (Хевс, 1983).  С научной и прикладной точек зрения интерес могут представлять отношения 235U/238U, 28Si/30Si и 40Ca/48Ca. Кальций - наиболее вероятный элемент, для которого может быть зафиксирован предполагаемый изотопный сдвиг благодаря наибольшему разбросу массовых чисел стабильных изотопов. Например, отношение 235U/238U для изученных на сегодняшний день геологических объектов практически постоянно, за исключением урана месторождения Окло (Габон), где изотопная аномалия связана с цепной ядерной реакцией.

Перспективным и для поиска рения, технеция и трансурановых элементов с Z = 104–126 являются и находящиеся в зоне влияния регионального разлома подводные склоны северо-восточной части кальдеры Медвежья, где не исключены проявления подводной гидротермальной деятельности.

В кратерной части вулкан Мутновский (п-ов Камчатка) примерно 30 лет при температуре, равной 600-700°С, идет формирование возгонов с образованием минералов Fe, Zn, Mn и др., что делает этот объект также перспективным для аналогичных исследований.

Южная часть Камчатского полуострова в геологическом и тектоническом планах отлична от остальной части полуострова и имеет больше общих черт с Курильской островной дугой. На Тихоокеанском шельфе Камчатки у берегов острова Уташуд, расположенного в прибрежно-морской вулканотектонической депрессии (кальдере?) замечены проявления вулканических (?) эманаций и отобраны гидротермально-измененные породы. Не исключено, что и этот объект перспективен для поиска рения, технеция и трансурановых элементов с Z = 104–126.

 

Философские размышления о причинно-следственной связи магматизма и тектоники плит в северо-западном секторе Тихого океана.

Флеров Г.Б.

 Институт вулканической геологии и геохимии ДВО РАН

 

 В пределах центральной части Срединного хребта Камчатки развита щелочная базальтовая формация позднемелового-палеогенового времени, представленная калиевыми вулканитами и интрузивным комплексом (Флеров, Колосков, 1976). Интрузивная деятельность проявилась в два тектоно-магматических этапа: первый (60-70 млн. лет) - интрузии дунитов, пироксенитов и габбро; второй (40-50 млн. лет) – интрузии монцонитов и сиенитов. Магматические тела располагаются в пределах верхнемеловой вулканогенно-кремнистой толщи (ирунейская свита) и метаморфических пород Срединного массива. Их выходы контролируются субмеридиональными разломами, а локализуются они обычно в объеме одних камер. Интрузивы первого этапа согласно вписываются в пликативные структуры вмещающей рамы, а для интрузий второго этапа характерен более жесткий тектонический режим дизъюнктивного плана. В докладе разговор пойдет, главным образом, о магматизме первого этапа. Пироксениты простой интрузии р. Евсейчихи и ранней фазы полифазного дунит-пироксенит-сиенитового массива р Левой Андриановки внедряются в флексурную складку согласно со слоистостостью кристаллических сланцев. Аналогичные соотношения габбро с вмещающими кремнистыми сланцами в габбро-монцонитовом массиве р. Озерной Камчатки. Геологические взаимоотношения дунитов, пироксенитов и габбро неоднозначны. Выраженные интрузивные контакты между ними не наблюдаются. В то же время, в области контактов отмечаются относительно постепенные переходы через промежуточные петрографические разности: в массивах рек Филиппа и Левой Андриановки дунит – пироксенит, в массиве р. Кунч дунит – габбро. Смена пород достаточно быстрая и на небольших расстояниях, при том, что в каждом массиве обнажения главных типов пород объемны. В дунит-габбро-монцонитовом массиве р. Кунч пироксениты встречены как ксенолиты в монцонитах и в виде жилы в теле дунитов без явного интрузивного контакта. В верлитах из переходной зоны массива р. Левой Андриановки отмечается структура цементации оливином зерен клинопироксена, по периферии которых наблюдается реакционная каемка. Изложенные выше факты говорят, что интрузивная деятельность первого этапа проявилась внедрением  в земную кору самостоятельных расплавов составов дунита, пироксенита и габбро и в относительно короткое геологическое время.

Исследования клинопироксенов показали значимые различия их составов из пород дунит-верлитового ряда, интрузий пироксенитов и габбро (а также сиенитов и монцонитов). На диаграммах WoEnFs и KMg – катионы они слагают дискретные поля относительно друг друга и характеризуются различными эволюционными тенденциями. Такая же картина наблюдается и для пород на диаграмме KMgSiO2 (мас. %). Все это говорит в пользу независимой эволюции магм, исходных для этих породных групп. Гетерогенность магм выявляется также по данным геохимии (Флеров, Федоров, Чурикова, 2001). Наряду с этим, монцониты и сиениты второго тектоно-магматического этапа, образующие на диаграмме KMgSiO2  линейную корреляционную зависимость с габбро, с большей вероятностью, представдяют собой продукты кристаллизационной дифференциации глубинного базальтового очага.

В то же время, на диаграмме KMg - катионы выборки составов клинопироксенов из каждого отдельно взятого интрузива относительно дискретны между собой, а тренды их эволюции субпараллельны при одной тенденции развития. Это свидетельствует, с одной стороны, об индивидуальных особенностях кристаллизации пород в камерах, с другой - о многообразии исходных пироксенитовых расплавов. В этом случае пироксен является определенным индикатором исходного состава расплава, а одна тенденция его эволюции для всех интрузий предполагает, что он как бы несет наследственный "генетический код" магматических очагов общего для них глубинного слоя тектоносферы.

Пространственная приуроченность интрузивов к генеральному разлому Срединного массива и совмещение интрузий дунитов, пироксенитов, габбро и сиенитов в пределах одного массива свидетельствует о наследовании магмоподводящего канала, когенетичности расплавов и предполагает поступление последних с разных глубин области магмообразования.

Главным элементом тектоники территории развития рассматриваемых магматических проявлений является глубинный разлом, разделяющий Срединный массив метаморфических пород и толщу верхнемелового возраста (ирунейская свита), обрамляющую его. Наиболее контрастно такое сопряжение наблюдалось нами на водоразделе р. Правой Андриановки. В этом районе на высотах 2000 м стыкуются самые древние породы метаморфического разреза и тонкая терригенно-кремнистая флишевая толща. Последняя представляет собой крупный блок моноклинально залегающих пород с падением  в сторону Срединного массива с углами в пределах 50-60 градусов и более. В толще верхнемеловых осадков метаморфических пород обнаружено не было. Сходная картина сочленения этих разновозрастных толщ наблюдается также по западному обрамлению массива в верховьях р. Правой Воровской и по юго-западной границе Ганальского массива. Суммируя мощности разрезов толщ метаморфических пород и ирунейскиой свиты [Геология СССР. Т. XXXI] и предположительную глубину осадконакопления последней, амплитуда всброса определяется не менее 20 км.

После длительной относительно спокойной геодинамической обстановки верхнемелового периода геосинклинального осадконакопления, сформировавшего мощную вулканогенно-кремнистую толщу (ирунейская свита), произошла сильная тектоно-магматическая активизация, которая соответствует камчатской фазе складчатости на границе верхнего мела и палеогена. Это выразилось в образовании (или обновлении) глубинного разлома с серией дизъюктивных нарушений, что определило блоковый характер тектогенеза, сопровождавшегося элементами пликативной складчатости. Логично с этим этапом связать образование горстовых структур, ныне сложенных метаморфическими комплексами. Орогенез сопровождался внедрением интрузий ультраосновного и основного состава. Синхронно в толщу метаморфических пород Срединного массива инъекцировали расплавы формации габбро-плагиогранитов. Расплавы из области (очагов) генерации магм многоактно и хаотически без временной последовательности поступали в земную кору в достаточно короткое геологическое время. Это был период образования континента Камчатки. Предполагается, что в мантии существуют разноглубинные астеносферные горизонты, включающие очаги магм, составы которых явились исходными для интрузий. Представление о мантийной природе магм согласуется с данными по изотопному составу Sr и Nd (Колосков, Флеров, 2001; Беляцкий и др., 2002).

Таким образом, согласие магматизма первого тектоно-магматического этапа с геодинамической обстановкой его проявления свидетельствует, что на границе верхнего мела и палеогена в северо-западном секторе Тихого океана произошел крупный катаклизм и была возмущена тектоносфера на глубины разного ранга.

Крупный диастрофизм в это время отмечен и по всей континентальной окраине Тихого океана. Это ларамийская орогеническая фаза складчатости, возраст которой определяется в 65 млн. лет, охватившая всю Американскую Кордильерную систему. В Северной  Америке она проявилась в пределах Скалистых гор, где ей сопутствовал гранитоидный магматизм; фаза складчатости в Андах Южной Америки сопровождалась внедрением мощных батолитов. В это время отмечается всплеск магматизма в геологической истории Японии и других регионах южного сектора океана.

 Исследования биосферы геологического прошлого Земли свидетельствуют о критических эпохах глобального изменения окружающей среды в ее истории, которые катастрофически повлияли на массовые вымирания органического мира. Наиболее значительные по масштабам исчезновения живых организмов и флоры приходятся на границу верхнего мела и палеоцена (Будыко и др., 1986). Интерес вызывает наличие “ирридиевой аномалии” (обогащение сидерофильными элементами) пограничных слоев между меловыми и палеогеновыми отложениями на континентах и в морских бассейнах, в частности на дне центральной области Тихого океана. Это явление, по мнению астрологов, объясняется привносом внеземного вещества, обусловленного падением гигантского астероида на Землю, что подчеркивается и наличием импактных кратеров того же возраста на территории Европейской части России (Масайтис, Мащак, 1982; Зайболд, 1985; Прайс, 1985).

Привлекая весь комплекс одновременных событий, описанных выше, автор склоняется к гипотезе, что на границе верхнего мела и палеогена в акваторию Тихого океана врезался гиганский астероид. Следствием этой катастрофы явилось мощное возбуждение тектоносферы континентального обрамления Тихого океана, что вызвало мощный диастрофизм с сопутствующим ему глубинным магматизмом и формирование современной структуры океана. В свою очередь, представляется, что именно это событие определило стартовый момент  субдукции и направление ее вектора в северо-западном секторе Тихого океана. В относительно более стабильной геодинамической обстановке камчатского орогена в палеогене происходило внедрение субщелочных интрузий второго тектоно-магматического этапа и извержение калиевых щелочных базальтовых расплавов, отражающих внутриплитный тип вулканизма в островодужной системе. По достижению литосферной плиты уровня астеносферы наступает эпоха островодужного вулканизма, типичного для современных структур островных дуг Тихоокеанского кольца.

 

Оливин-шпинелевые геотермометры

 Пономарев Г.П., Пузанков М.Ю.

Институт вулканической геологии и геохимии.

 

Для генетического анализа оливинов и шпинелей, ассоциирующих  в основных и ультраосновных породах, используются  геотермометры, основанные на равновесном распределении Fe2+ и Mg между этими минералами (Irvine, 1965; Roeder et al., 1979; Fabries, 1979; ONeill et al., 1987; Ballhaus et al., 1991). Калибровка геотермометров осуществляется расчетом термодинамических функций смешения в твердых растворах и поиском зависимостей коэффициентов распределения элементов от температуры в закалочных опытах. Обычно, с поправками на содержания  других элементов, входящих в состав шпинели, калибруется зависимость

*T, где .

Однако сам по себе  имеет более слабую корреляционную связь с температурой, чем  отношения  в расплаве, оливине и шпинели. Это показывают отобранные нами результаты 83 «равновесных» закалочных опытов, опубликованные в ряде работ, список которых приведен в (Пономарев, Пузанков, 2001).Частные зависимости характеризуются следующими парными коэффициентами корреляции (R ):

lg( )m – T, R= -0.89;  lg( )OL – T, R= -0.86;

lg ( )Sp – T, R= -0.86; , R= -0.53.

По данным (Roeder et al., 1970) подобное соответствие наблюдается и для оливина, когда  оливин – расплав является практически постоянной величиной, а lg[ ] и lg[ ] используются как геотермометры. Также видно, что одних численных значений  отношений недостаточно для корректного расчета температуры. Вместе с тем  эти зависимости хорошо отражают уменьшение магнезиальности всех трех фаз при понижении температуры.

Для калибровки оливин-шпинелевого геотермометра нами было использовано равновесное распределение Mg в системе расплав (m) – оливин (OL) – шпинель (Sp). Для оливина была применена зависимость, полученная (Roeder et al.,1970), а для шпинели - зависимость, полученная (Пономарев, Пузанков, в печати) и имеющая вид:

. Выведена итоговая формула:

.

На рисунке в координатах: температура (T), измеренная в эксперименте, и Т расчетная: А - по данному геотермометру и, для сравнения, Б – по (Ballhaus et al., 1991), как наиболее часто используемому, представлены графики отклонений для одного и того же массива из 83 точек, представляющих отобранные по строгим критериям (см. Пономарев, Пузанков, 2001) «равновесные» закалочные опыты. По модели (Ballhaus et al., 1991) положение точек показано для P = 0, но при изменении давления от 0 до 1.5 Гпа поправка на него не превышает 20°C.

В температурной зависимости, полученной нами, влияние давления в интервале 0-1.5 Гпа несущественно.

        T0С (экспериментальная)                                 T0С (экспериментальная)

Неизвестной величиной является содержание алюминия в расплаве, равновесном с оливин-шпинелевой парой. При практических расчетах за максимальное, в предположении, что глиноземистость при эволюции расплава увеличивается, может быть принято содержание алюминия в породе.

При использовании оливин-шпинелевых геотермометров, позволяющих рассчитывать равновесную температуру в интервале 1300-1700 °C, возникают неопределенности с положением изучаемого парагенезиса относительно солидуса и влияния субсолидусных обменных реакций. Этого можно избежать при использовании уравнений, описывающих распределение   отношения в системе расплав – шпинель – оливин (Пономарев, Пузанков, 2001).

           

Взаимодействие магм и эксплозивных извержения: физико-химический аспект

 Максимов А.П.

Институт вулканической геологии и геохимии ДВО РАН 

 

На проблему взаимодействия кислых и основных магм можно взглянуть с двух сторон: петрологической и вулканологической. Петрологическая сторона - это проблема смешения этих магм и образования магм промежуточного состава. К процессам смешения магм в последние годы привлечено повышенное внимание петрологов, так как накоплено достаточно много примеров, свидетельствующих о смешении магм на основании петрологических признаков. Вулканологический аспект проблемы взаимодействия магм связан с механизмом вулканических извержений, в ходе которых и происходит такое взаимодействие. Особенно наглядно и актуально он проявляется при одновременном извержении магм разного состава.

В настоящее время нет ясности как в понимании механизмов смешения, так и механизмов взаимодействия магм разного состава в процессе эксплозивных извержений. Важным аспектом проблемы магматического смешения является физико-химическая обстановка этого процесса.

Крупнейшие эксплозивные извержения ХХ столетия. В таблице представлены некоторые характеристики крупнейших эксплозивных извержений ХХ века.Эти извержения отличаются большими объемами ювенильного материала (около 1 км3 и более) и высокой интенсивностью выноса вещества (десятки-сотни тыс. м3/с). Более половины из них составляют извержения с контрастным составом ювенильных пород, причем разница в содержаниях SiO2 может достигать почти 20%. Как правило, им свойственны и более значительные объемы изверженного материала. Главную роль среди продуктов таких извержений играют кислые составы, доля которых может превышать 95%. Другую группу образуют извержения с достаточно однородным составом пород. Важно отметить, что для обеих групп характерно наличие пород с амфиболом.

 

Вулкан

V, км3

I

Типы пород

Интервал SiO2, вес.%

1

Санта Мария, Гватемала, 1902

~ 8

60 - 90

Hb-дациты

 65.7

2

Ксудач, Камчатка, 1907

2-2.4

?

андезиты-дациты

59,7-65.3

3

Катмай-Новарупта, Аляска, 1912

30-35

>140

андезиты – дациты –

  риолиты

58,6 - 77.3

4

Квицапу (Сьерро-Ассуль), Чили, 1932

9.5

100-150

базальты -Hb-риолиты

52,4 - 69,8

5

 Харимкотан, Курильские о-ва, 1933

?

?

анд.-базальты? -дациты?

55,5? -67,4

6

Безымянный, Камчатка, 1956

1.3 -1.4

~95

Hb-андезиты

~59,8

7

Шивелуч, Камчатка, 1964

0,6 - 0,8

~ 200

Hb-андезиты

~59,9

8

Сент-Хеленс, Каскадные горы, 1980

~ 45

Hb-андезиты

61,0-63,9

9

Эль-Чичон, Мексика, 1982

0.75

~ 12.5

Hb-трахиандезиты

55,9

10 

Пинатубо, Филиппины, 1991 

~9.4 

~ 300 

андезиты - Hb-дациты 

59,7-64,4 

11

Хадсон, Чили, 1991   08-10.08

          12-15.08

 

7,6  

 

~ 30

трахибазальты-трахиандезиты

52 - 

 62,0

Примечания: V - объем ювенильных; I - интенсивность выноса пирокластики, тыс. м3/с. Жирным шрифтом выделены извержения с контрастным составом пород и породы с роговой обманкой (Hb).

 

Контрастные эксплозивные извержения заслуживают особого внимания не только из-за чрезвычайно высоких объемов и интенсивности. Они наглядно доказывают наличие взаимодействия резко различных по составу магм.

Физико-химические модели смешения кислых и основных магм. Экспериментально показано, что смешение базальтовых и кислых магм путем конвекции чрезвычайно затруднено ввиду высокой вязкости андезитовых и более кислых магм. Скорость же диффузии компонентов в расплавах чрезвычайно низка для масштабного смешения за реальное, с точки зрения вулканических процессов, время. А так как смешиваются не только расплавы, но и заключенные в них кристаллы (образуются неравновесные минеральные ассоциации), то происходит не только химическое, но и механическое смешение. Данное обстоятельство вынудило искать другие механизмы смешения.

Одна из первых предложенных гипотез основана на вскипании насыщенной летучими кислой магмы под влиянием ее нагрева со стороны поступившей в очаг более горячей базальтовой. Однако подобная схема по целому ряду причин представляется мало приемлемой. 1). Эффект температуры на растворимость воды в расплаве весьма мал, что требует значительной разницы в температурах магм и большого объема поступающей в очаг магмы, сопоставимого с объемом магмы очага. 2). Влияние температуры на растворимость может быть и обратным при разных давлениях или даже менять знак при повышении температуры. 3). Известково-щелочные андезитовые магмы характеризуются высокими долями вкрапленников, т.е. находятся в стадии кристаллизации в очагах перед извержениями. При их нагревании будет происходить плавление кристаллов и соответственно растворение воды в связи с ростом доли расплава. И, наконец, в протяженных по глубине магматических очагах, в соответствии с требованием термодинамического равновесия, насыщены водой могут быть лишь верхние горизонты очагов, тогда как нижние горизонты должны быть сильно недосыщены.

Дж.Айкельбергер [1] предложил следующую схему. При поступлении порции горячей базальтовой магмы в вышележащий очаг более холодной кислой магмы происходит быстрое охлаждение базальтовой магмы и ее кристаллизация. В результате кристаллизации мафической магмы в ней в несколько раз снижается доля расплава и, соответственно, резко увеличивается концентрация летучих в остаточном расплаве. При коровых давлениях это приводит к дегазации и вспениванию мафической магмы. По мере вспенивания объемная плотность базальтовой магмы снижается, и в определенный момент это может привести к всплыванию обособлений базальтовой магмы сквозь толщу кислой с последующей частичной или полной ассимиляцией базальтовых включений. При этом возрастает давление в очаге и возникает динамическая неустойчивость очага, которая может явиться “спусковым крючком” извержения. Максимальные глубины, на которых возможна инверсия плотностей и всплывание "капель" основной магмы, зависят, в первую очередь, от исходной концентрации воды в этой магме. При реальных для базальтовых магм концентрациях воды процесс флотации ограничен верхними горизонтами коры. Дальнейший анализ этой модели [2] показал, что базальтовая магма в ходе дегазации может достичь плотности сухой или недосыщенной андезитовой, дацитовой или риолитовой магмы при давлениях <0.5-1,5 кбар, но при больших давлениях для этого требуются содержания воды в базальтовой магме, превышающие существующие оценки (рис.1).

 

Рис.1. Плотность основной магмы, закристаллизованной на 50%, в зависимости от давления при содержании H2O 1% и 3% (из [2] с изменениями). B, A, R - плотности безводных базальтовой, андезитовой и риолитовой магм. 

Пунктир - интервал глубин, ниже которых  невозможна инверсия плотностей основной и андезитовой магм.

 

Если в расчетах глубин инверсии плотностей кислой и основной магм плотность вспененной базальтовой магмы сравнивать не с сухой кислой магмой, а с близкой к насыщению H2O (особенно это справедливо для вулканических пород с вкрапленниками амфиболов и/или биотита), то область возможной флотации включений будет ограничена еще меньшими глубинами.

Однако приемлемость предложенных моделей сталкивается с более серьезным возражением: они плохо согласуются с глубинами очагов под вулканами, на которых развиты роговообманковые типы пород.

Глубины кристаллизации кислых вулканитов с Amph. По разным экспериментальным данным амфибол устойчив в расплавах от андезитовых до риолитовых при давлениях выше примерно 1 ±0.5 кбар, т.е. на глубинах более 2-4.5 км. Кристаллизация Amph в природных магм протекает при температурах существенно выше солидуса, т.к. доля вкрапленников в породах с амфиболом, как правило, составляет не более 30-40%. Соответственно, нижний предел кристаллизации пород с амфиболом по давлению увеличивается до 2-3 кбар (глубины > ~6-9 км). Это хорошо согласуется с геофизическими данными о положении очагов для вулканов с роговообманковыми андезитами: 10-20 км для вулкана Безымянный и более 7 км для вулкана Сент-Хеленс. Согласно петрологическим реконструкциям кристаллизация вкрапленников роговообманковых андезитов вулкана Безымянный протекала при давлениях не менее 3 кбар, т.е. на глубинах  ~ 9-10 км [3]. Видно, что область эффективного действия обсуждаемой модели смешения магм и инициации извержений (<0.5 -1.5 кбар, рис.1) расположена отчетливо выше кровли магматических очагов с Amph. На самом деле это несоответствие еще значительней, поскольку вскипание базальтовой магмы должно происходить не в кровле, а на дне очагов кислой магмы, куда происходит поступление небольших порций основной магмы, т.е., по крайне мере, на несколько км глубже. Таким образом, предложенная модель взаимодействия основной и кислой магм может быть эффективна  лишь в очагах, нижние границы которых расположены не глубже первых километров. Отсюда следует маловероятность рассмотренного выше механизма смешения магм в качестве причины, вызывающей вулканические извержения, применительно к вулканам с амфиболовыми андезитами–дацитами. С другой стороны, существует возможность вскипания базальтовой магмы в низах очага, расположенного на достаточно больших глубинах, в случае высоких концентраций воды в поступающей из глубины магме, значительно превышающих обычные оценки.

О глубинах кристаллизации гомеогенных включений. Согласно модели смешения Айкельбергера, включения мафического состава в андезитовых и более кислых магмах являются результатом флотации вскипевшей порции базальтовой магмы со дна очага к его кровле, последующей закалки ее в виде отдельных обособлений и, наконец, извержения с кислой магмой. Возможно, в определенных случаях подобный генезис мафических включений и имеет место. Однако, учитывая изложенное выше, универсальный характер такой схемы представляется маловероятным, и гомеогенные включения нельзя считать отторженцами основной магмы, поступившей в низы очага кислой магмы. Более естественно считать, что они захватываются из кристаллической корки кровли очага и прилегающих к очагу низов вулканического канала при движении магмы к поверхности в ходе извержения.

Физико-химическая модель взаимодействия основной и кислой магм. Общепринятая точка зрения на процесс взаимодействия магм основана на более глубоком положении основной магмы по отношению к кислой.  Однако рассмотрение петролого - вулканологической информации для крупных эксплозивных извержений с контрастным составом продуктов как ХХ века, так и более древних, дает основание утверждать, что их особенности можно объяснить, если принять противоположную схему: поступление насыщенной летучими кислой магмы из более глубокого очага в вышерасположенный очаг основной магмы. При этом преодолевается трудность объяснения проникновения основной магмы к поверхности сквозь толщу кислой, так как кислая магма, будучи изначально насыщена или близка к насыщению летучими, активно дегазирует, поступая в верхний очаг. Из-за большой разницы в вязкостях кислой и основной магм они не могут эффективно смешиваться, и кислая магма ввиду ее более низкой плотности должна всплывать сквозь базальтовую, непрерывно дегазируя по мере продвижения к поверхности. На небольших глубинах этот процесс приобретает лавинообразный характер, так как здесь происходит резкое увеличение объема летучих. Это приводит к ускорению процесса всплытия.

Если обратиться к контрастным извержениям из таблицы, то подобная схема была предложена для извержений вулканов Ксудач, 1907 [4], Катмай, 1912 [5] и Квицапу, 1846 и 1932 гг. [6,7]. В последнем случае, исходя из модели поступления богатой водой риодацитовой магмы в неглубокий базальтовый очаг с равновесным распределением в нем воды, удалось объяснить целый ряд загадок, связанных с современной деятельностью кратера Квицапу: эффузивный характер извержения богатых водой Hb-риодацитов (1-е историческое извержение); проблему “исчезнувшего” большого количества воды (>500 млн. т) и, напротив, резко эксплозивный характер 2-го извержения тех же магм; наличия смешанных пород во втором извержении; длительный этап умеренной эксплозивной активности между извержениями. С предлагаемой позиции были рассмотрены другие подобные извержения, описанные в литературе: минойское извержение вулкана Санторин (Cottrell et al., 1999) и Хоккайдо-Комагатаке, 1929 (Takeuchi, Nakamura, 2001). Это позволило объяснить их петролого-вулканологические особенности и избежать противоречий и трудностей, с которыми столкнулись авторы данных работ, исходя из традиционной точки зрения. Реальность предлагаемой концепции косвенно подтверждается геофизическими данными о строении питающей системы вулкана Авача [8].

Выводы. 1). Модель смешения Айкельбергера, в целом, не может быть признана удовлетворительной. 2). Общепринятая точка зрения на более глубинное положение мафических магм по отношению к кислым не является универсальной. 3). Контрастным эксплозивным извержениям с преобладанием кислого материала, вероятно, предшествует проникновение богатой летучими кислой магмы в менее глубокий очаг основной магмы. Наличие неглубокого очага на пути кислой магмы, вероятно, способствует увеличению эксплозивности извержений. 4). В период покоя между извержениями в верхах очага происходит химическое смешение остатков кислой магмы с основной с образованием гибридных пород.

 

Литература

1. Eichelberger J.C. (1980) Vesiculation of mafic magma during replenishment of silicic magma reservoirs. Nature 288(5790), 446-451.

2. Биндеман И. Н. (1995) Ретроградная везикуляция базальтовой магмы в малоглубинных очагах: модель происхождения меланократовых включений в кислых и средних породах. Петрология 3(6), 632-644.

3. Кадик, А. А., Максимов, А. П., Иванов, Б. В. Физико-химические условия кристаллизации и генезис андезитов (на примере Ключевской группы вулканов). М, :  Наука, 1986. 158 с.

4. Doubic Ph., 1997. Study of the eruptive products from the three volcanoes in Kamchatka: insides into shallow magma evolution and dynamics. (I. Petrology and eruptive patterns of Stübel cone (Ksudach caldera, Kamchatka)). Ph. D. Thesis. SUNY at Buffalo, USA.

5. Eichelberger J.C., Izbekov P.E. Eruption of andesite triggered by dyke injection: contrasting cases at Karymsky volcano, Kamchatka and Mt. Katmai, Alaska. Phil.Trans. R. Soc. Lond. A. 358, 1465-1485.

6. Hildreth W and Drake RE (1992). Volcan Quizapu, Chilean Andes. Bull Volcanol 54(2): 93-125

7. Maximov A.P. Physiko-chemical mechanism of deep degassing of the water magmas. Experiment in Geosciences (in the press).

8. Мороз Ю.Ф., Гонтовая Л.И. Глубинное строение Южной Камчатки по геофизическим данным. В кн.: Геодинамика и вулканизм Курило-Камчатской островодужной системы. Петропавловск-Камчатский, 2001. С.58-74.

 

Новые данные о состоянии кислого озера активного кратера вулкана Горелый, Камчатка

 Егоров Ю.О.1, Гавриленко Г.М.2

1Институт вулканической геологии и геохимии ДВО РАН 

2Институт вулканологии ДВО РАН

 

Вулкан Горелый входит в южную часть Восточного вулканического пояса Камчатки. Расположен он в 75 км к югу от Петропавловска-Камчатского и в настоящее время активен. Постройка вулкана представляет собой хребет, сформированный из нескольких перекрывающих друг друга конусов, и большого количества моногенных шлаковых построек побочных прорывов. На вершине вулкана имеется 4 крупных кратера.

За исторический период Горелый извергался не менее 10 раз. Последние его извержения происходили в начале и середине 1980-х гг. и характеризовались фреатомагматической деятельностью с выбросом пара и пирокластики. Извержения и интенсивная фумарольная деятельность в межпараксизмальные периоды приурочены к центральному кратеру вулкана, где в настоящее время расположено кислое термальное озеро [Мелекесцев и др., 1987].

Перед каждым извержением вулкана озеро исчезало, а на его месте оставалась колодцеобразная воронка глубиной порядка 100 м, на дне  которой наблюдалось светящееся пятно, ярко-желтый цвет которого свидетельствовал о температурах порядка 1000ОС [Иванов и др., 1988].

Кислое термальное озеро вулкана Горелый последний раз образовалось и существует поныне, после извержения 1985-1986 гг. Когда оно возникло? Неизвестно. Можно предполагать, что озеро стало вновь формироваться в 1988 гг.

Из-за трудности доступа к поверхности озера никому ранее не удавалось провести опробование его вод. Летом 1996 г. впервые одному из участников совместной российско-швейцарской экспедиции удалось спуститься в активный кратер к озеру и отобрать пробы воды. По своим основным характеристикам воды озера вулкана Горелый оказались идентичны водам кислых кратерных озер других активных вулканов Мира. Температура воды в озере была достаточно высокой (около 40ОС), имела высокую кислотность (рН~1), большую минерализацию (>20 г/л). Также озерная вода содержала значительное количество коллоидной элементарной серы, что придавало  ей ярко-бирюзовый цвет, характерный для всех кислых кратерных озер [Егоров и др., 1998].

К сожалению, только через несколько лет нам удалось повторить отбор озерных вод в центральном кратере вулкана: это произошло в 2000 и 2001 гг. В результате были получены новые данные для исследуемого озера. Полученные результаты, с одной стороны, подтвердили в общих чертах данные 1996 г., а с другой, при более детальном их анализе, дали  возможность судить о направленности эволюции кратерного озера за последние годы.

Визуальные наблюдения субаэральной фумарольной деятельности в 1996 г. и сравнение ее с 2000 и 2001 гг. показали, что она заметно снизилась. Хотя это ни в коей мере не означает, что снизилась общая, суммарная активность в центральном кратере вулкана. Об этом весьма убедительно свидетельствуют данные об изменении за последние 5 лет физико-химических параметров кратерного озера, воды которого, без сомнения, являются аккумулятором преобладающей части выносимых из глубины на поверхность вулканических флюидов.

Отмечены были нами и ряд других, более частных, специфических изменений,  произошедших в водах озера за последние годы: это касается направленных изменений их степени нейтрализации по [Varekamp et al., 2000], отношений железа к алюминию, серы к хлору и концентраций бора и тетратионатов, как наиболее преобладающего компонента в общем содержании политионатов [Takano, 1990].

Подтверждением вышесказанному служат полученные данные, которые вынесены в таблицу. Так в начале 2000-х гг. температура озерных вод, в сравнении с 1996 г., возросла с 37 до 44,5ОС, общая минерализация увеличилась более, чем в 1,5 раза, а рН кратерно-озерных вод снизились с 1,1 до 0,7-0,8 

(Таблица).

Изменения ряда физико-химических параметров, характеризующих воды термального озера активного кратера вулкана Горелый в период с 1996 по 2001 гг.

Год отбора проб →

Параметр ↓

1996

[Егоров и др., 1998]

2000

2001

TOC

РH

М, г/л

B, мг/л

S4O62-, г/л

ΣS/Cl

ΣFe/Al

DN

37

1.1

22.7

24.5

0.5

1.6

6.5

0.4

42

0.8

33.1

7.0

4.4

1.2

1.45

0.25

44.5

0.7

36.3

6.5

6.3

0.7

1.05

0.25

Примечания: М - общая минерализация вод озера; ΣS and ΣFe - общие содержание растворенных в в озерных водах соединений разновалентной серы  и суммы (Fe2+ +Fe3+), соответственно; Bи S 4O62- - концентрации бора тетратионатов в водах озера; DN - "степень нейтрализации" = Σ(Na+Mg)/Σ(Na+K+Ca+Mg+Al+Fe) по [Varekamp et al., 2000].

 

Измерение уровня озера за время наблюдений, показало, что он постоянно повышается: за 5 лет, начиная с 1996 г., он поднялся на 5,5 м. Повышение уровня озера связано с заполнением его дна материалом обвалов, постоянно происходящих в летне-осенний период со стенок активной воронки, а также с непрекращающейся за все  годы наблюдений субаквальной газо-гидротермальной деятельностью. Связь между активностью в бессточных кратерных озерах и их  уровнем прямая. Это наглядно показано В.Н. Двигало (2000) по результатам его фотограмметрических измерений уровня бессточного кратерного озера вулкана Малый Семячик. Из анализа уравнений теплового и водного балансов было установлено, что при постоянной и достаточно высокой активности на дне бессточного кратерного озера объем его вод неуклонно растет, соответственно повышается и их уровень [Гавриленко, 2000].

В качестве предвестников извержений в этих озерах исследователями апробированы такие гидрохимические параметры, как отношения серы, фтора, магния и политионовых кислот к хлорид-иону. Причем последний параметр, т.е. содержание в озерных водах политионатов или их отношение к хлорид-иону, оказался самым универсальным и наиболее эффективным предвестником извержений для перечисленных выше объектов. А именно, за несколько месяцев до извержений в кратерно-озерных водах резко, практически до нуля, падали содержания политионовых кислот. И это при отсутствии сейсмической подготовки, например, накануне извержения в 1988 г. вулкана Кусатсу-Ширане, в активном кратере которого находится озеро Югама [Takano, 1990]. Вероятно, апробированные на других озерах предвестники могут использованы и в кратерном озере в. Горелый.

Полученные новые данные для кратерного озера вулкана Горелый, показали следующие характерные черты, касающиеся эволюции его вод:

В результате непрекращающейся за все годы наблюдений (с 1992 по 2001 гг.) субаэральной и субаквальной фумарольной деятельности в центральном кратере вулкана температура, кислотность и содержание растворенных компонентов в водах термального озера, находящегося в его центре,  неуклонно росли.

При этом с увеличением времени контакта озерных масс с вулканитами дна озера и с постоянно продолжающейся рециркуляцией озерных вод в недрах постройки вулкана в озеро поступает все большее количество породообразующих элементов, формирующих катионный состав кратерно-озерных вод. Причем на начальных этапах в раствор поступают наиболее подвижные, легко выщелачиваемые из вулканитов элементы, такие как: Na, Mg, Fe и Si. А это, в свою очередь, отражается на изменении "степени нейтрализации" кратерно-озерных вод = Σ(Na+Mg)/Σ(Na+K+Ca+Mg+Al+Fe) [Varekamp et al., 2000] на отношениях ΣFe/Al [Еоров и др., 1998].

За последние 5 лет (с 1996 по 2001 гг.) изменения таких параметров, как Mg/Cl и ΣS/Cl-отношения, содержания бора и политионатов (у нас: тетратионатов), признанные рядом исследователей в качестве неплохих предвестников извержений, не позволяют нам ожидать, по крайней мере в ближайший год, извержения в активном кратере вулкана Горелый.

Проведенные в последние годы работы на озере вулкана Горелый показали, что его воды являются типичными для кислых термальных озер Мира, а изменения ряда их физико-химических параметров на протяжении 5 лет не противоречат обнаруженной для других озер закономерности в их эволюции.

 

Расчет колебаний грунта от протяженного очага землетрясения в  широкой полосе частот с оценкой неопределенности: методика и ее опробование

 Гусев А.А.1,2, Павлов В.М.2

 1 Институт вулканической геологии и геохимии ДВО РАН

2 Камчатская опытно-методическая сейсмологическая партия ГС РАН

Задача реалистического прогноза колебаний грунта («сильных движений») требует последовательного учета факторов очага землетрясения, трассы распространения волн  и геологии площадки. Далее описана методика такого прогноза в широкой полосе частот, использующая реалистическую модель излучателя-очага и модель слоистой упругой среды. Методика нацелена на последовательный, реалистический учет эффектов очага, трассы и частично площадки. Она также позволяет изучать вариабельность и статистические характеристики разброса результатов моделирования. Такой разброс неизбежен и связан с рядом причин: ограниченной возможностью предсказывать параметры конкретного очага, статистическими флуктуациями свойств очага как случайного объекта, и ограниченной точностью используемых моделей. Для учета вариабельности результатов в инженерном расчете для заданного сценарного землетрясения может быть смоделирована серия вариантов исходных движений грунта.

Методика использует вариант стохастической модели очага с множеством точечных излучателей в комбинации с набором функций Грина, вычисленных для слоистой слабо поглощающей среды. Модель очага состоит из решетки точечных субисточников с подходящими временными функциями. Многие свойства очага могут быть заданы жестко, либо могут варьироваться  таким образом, чтобы:

1) учитывать фактическую сейсмологическую ситуацию;

2) обеспечить анализ вариабельности и определить диапазон неточности прогноза;

3) генерировать серию модельных колебаний грунта для инженерного расчета.

Параметры, описывающие конкретный очаг, можно разделить на две основные группы: «физические параметры», которые фиксируются в конкретном расчете, и «случайные параметры», (в сущности, это начальные значения нескольких датчиков случайных чисел). Варьирование физических параметров позволяет изучать «параметрическую вариабельность», то есть детерминистические эффекты, связанные с вариациями  природных факторов (сброшенное напряжение, глубина очага, скорость и направление вспарывания и т.п.) и с неточностями сейсмологических моделей (параметры затухания, рассеяния, спектральные законы и проч.). Задание разных начальных значений случайных датчиков позволяет изучать «стохастическую» вариабельность, то есть чисто случайные эффекты, связанные, в первую очередь, с некогерентным, недетерминированным характером высокочастотного излучения очага. По существу, в этом случае используется метод Монте-Карло. Дополнительно к изучению эффектов собственно случайных параметров, подход Монте-Карло пригоден и для изучения влияния тех «физических» параметров, значение которых по существу непредсказуемо (например, положение точки начала вспарывания трещины-очага). Для других физических параметров можно определить коэффициенты чувствительности, позволяющие пересчитывать ошибки исходных параметров в характеристики разброса параметров движения грунта на основе линеаризованной модели. Дополнительно к этим двум группам факторов (параметрической и стохастической вариабельности), большой вклад в неопределенность оценок параметров колебаний грунта вносят особенности площадки (или точки регистрации), связанные с неконтролируемыми вариациями свойств земной среды вдоль трассы распространения и непосредственно под площадкой. Моделирование данного фактора не входило в задачу работы.

Модельный очаг землетрясения строится на основе известной классической модели очага по Хаскеллу-Аки. Эта модель представляет собой прямоугольную дислокацию (активизированный участок геологического разлома, площадку с ненулевым скачком смещения сдвигового типа), формируемую путем одностороннего распространения прямолинейного сегмента линии дислокации (то есть фронта вспарывания) вдоль длинной стороны прямоугольника. В каждой точке площадки процесс взаимного скольжения бортов разлома начинается в момент прихода в эту точку фронта вспарывания и продолжается в течение определенного промежутка времени – «времени нарастания» (rise time). В течение времени нарастания значение скачка смещения (скольжения) в точке разрыва изменяется от нуля до фиксированного конечного или финального значения. Эта модель модифицирована следующим образом:

1) Вместо Хаскелловской дислокации, у которой финальный скачок смещения принят постоянным по всей площади дислокации, предполагается, что финальный скачок смещения представляет собой случайную функцию двух переменных с заданным спектром мощности. Спектр мощности выбран изотропным, как степенная функция от модуля волнового числа.

2) Кинематика Хаскелловского очага обобщена следующим образом: фронт вспарывания не прямолинейный, а круговой, точка начала вспарывания (то есть точка зарождения трещины-дислокации) произвольна, а скорость распространения фронта вспарывания - переменная во времени.

3) Хаскелл предполагал, что финальный скачок смещения является непрерывной функцией координаты, и что в каждой точке площадки очага процесс формирования финального значения скачка смещения происходит в течение  «времени нарастания». Скорость нарастания скачка смещения, или скорость скольжения, Хаскелл считал случайной функцией времени (отличной от нуля в течение «времени нарастания»). Мы следовали в основном этой лини, но в целях численной реализации сделали ряд существенных изменений. Важнейшие свойства принятой модели таковы:

- очаг представляется как решетка точечных субисточников-дислокаций;

- каждый субисточник включается в момент прихода к  нему фронта вспарывания;

- времена нарастания субисточников одинаковы;

- временные функции субисточников случайны;

- субисточники взаимно не коррелированы (Гусев1983);

- суммарный сейсмический момент каждого субисточника определяется упомянутой выше функцией распределения финального скачка смещения по площадке очага.

Временные функции субисточников моделируются по Монте-Карло с учетом их заданной длительности, заданного интеграла (равного сейсмическому моменту субисточника), а также требования, чтобы моделируемый очаг имел заданный («целевой») суммарный спектр излучения в дальней зоне. «Целевой» спектр задается, например, на основе закона масштабирования (scaling law) для среднего регионального

Рис 1. Временные функции для 49 индивидуальных субисточников, моделирующих очаг землетрясения Нортридж (магнитуда 6,7), и суммарная временная функция очага. Графики отображают значения скорости изменения сейсмического момента, и выражены в единицах дин×см/с. Размер очага 17´24 км, длительность очагового процесса 9 с.

 

очагового спектра. Мы не приписываем прямого физического смысла индивидуальным субисточникам, это в первую очередь средство численного моделирования некогерентного очага. Число субисточников произвольно, и для случая приемника вблизи очага большой магнитуды может достигать сотен.

Для расчета вклада каждого субисточника в движение грунта в приемнике использована оригинальная эффективная методика расчета синтетических сейсмограмм от точечного источника. Для слоистого упругого полупространства методика позволяет синтезировать сейсмограммы (функции Грина) от точечного дипольного источника с симметричным тензором сейсмического момента. Следуя работе Алексеева и Михайленко (1976) решение представляется в виде рядов по дискретным значениям волнового числа – корням функций Бесселя. Для того, чтобы определить коэффициенты рядов («вертикальные функции»), решаются обыкновенные дифференциальные уравнения по глубине z (одно уравнение для SH и два сцепленных уравнения для P-SV).  Уравнения решаются аналитически с помощью вспомогательных функций,введенных Фатьяновым и Михайленко (1988).

Рис.2. Наблюденные и модельные движения грунта на станции (приборе сильных движений) SYL. Расстояние (гипоцентральное) до ближайшей точки площадки очага около 6 км, до центра площадки очага около 12 км, до эпицентра около 10 км. Левый столбец- компонента Восток, правый столбец- компонента Север. Верхний ряд – ускорение, средний ряд- скорость; нижний ряд-смещение грунта. В каждом из шести графиков верхняя кривая- наблюденная, нижняя – модельная. Расчетная схема была нацелена на правдоподобную имитацию амплитуд, длительностей и спектральных свойств реальных колебаний. Эта задача успешно решена. Задача воспроизведения моделью реального движения грунта в деталях («обратная задача для очага») не ставилась и не решалась.

 

Для SH волн вспомогательная функция скалярна и при умножении на потенциал дает его производную по z. Для P-SV волн вспомогательная функция является матричной и определяется аналогично. Вспомогательные функции, вертикальные функции смещений и напряжений вычисляются по аналитическим формулам. Примененный метод обеспечивает аккуратное широкополосное представление смещений от статических до высокочастотных членов. Слабое поглощение в среде учитывается путем введения мнимых добавок к скоростям упругих волн.

Для получения расчетного движения грунта в приемнике сначала для каждого субисточника выполняется свертка его временной функции с соответствующей функцией Грина (что дает вклад данного субисточника в движение в приемнике); затем вклады от всех субисточников суммируются. Эта операция выполняется отдельно для каждой компоненты движения грунта в приемнике.

Для опробования алгоритма моделирования использованы опубликованные результаты регистрации и интерпретации для землетрясения Нортридж (Калифорния 1994). Были сгенерированы 20 пар горизонтальных компонент движения грунта и сравнены с соответствующими реальными записями на 20 станциях в эпицентральной зоне. Для 19 станций получено приемлемое согласие наблюденных и средних рассчитанных значений для следующих параметров колебаний грунта: максимальных амплитуд ускорений, скоростей и смещений, а также для спектров реакции. Одна станция, где согласия нет, была заранее известна как резко аномальная. Для суммарной вероятной ошибки прогноза спектров реакции получена оценка 0,23 ед. десятичного логарифма (лог.ед). При этом вклад параметрической и стохастической вариабельности примерно одинаков и в сумме составляет около 0,14 лог.ед, а вклад неконтролируемой ошибки за счет индивидуальных особенностей станции – 0,18 лог.ед. Ошибки прогноза амплитуд - того же порядка.

 

Приливные составляющие в электротеллурическом поле

Кролевец А.Н.1, Копылова Г.Н.2

 1Камчатский государственный педагогический университет

2Камчатская опытно-методическая сейсмологическая партия ГС РАН

 

Электромагнитное поле, как сложный физический объект, допускает различные способы описания. Например, путем задания его силовых характеристик, либо путем задания векторного  и скалярного y потенциалов. Регистрация напряжений между парами находящихся в земле электродов позволяет определить локальное значение градиента скалярного потенциала электротеллурического поля (ЭТП). Исследование отклика ЭТП на приливные воздействия может прояснить вопрос чувствительности таких измерений к изменениям напряженно-деформированного состояния среды.

В 1996-2001 гг. КОМСП ГС РАН проводила ежеминутную регистрацию разности потенциалов U между парами электродов на четырех измерительных линиях пункта Верхняя Паратунка (ВП) и шести линиях пункта Тундровый (Т). Электроды помещались в грунт на глубину не менее 2 м. Выбор пунктов наблюдений, длины и ориентации измерительных линий определялись Ю.Ф. Морозом, ИВГиГ ДВО РАН.

Предварительная обработка данных наблюдений заключалась в вычислении для каждой iй линии величины g¢i=Ui/Li, которая с точностью до шумовой добавки равна проекции ЭТП на соответствующее направление. Для исключения низкочастотного тренда анализировались временные ряды разностей gi=<g¢i>1 - <g¢i>48, где <g¢i>1 – среднечасовые значения, а <g¢i>48 - средние по 48-часам.

Приливные составляющие в рядах gi обнаруживаются с помощью периодограмм. Для построения периодограмм 4-летних рядов gi(t) в диапазоне периодов T=11-27 часов

выполнялись процедуры синхронного mso-bidi-font-size:10накопления и определялись амплитуды si(T) основных гармоник с частотами 1/Т. На рис.1 представлена периодограмма ряда g4 (п. ВП), на которой отмечены ожидаемые положения пиков сигналов с частотами, соответствующими приливным волнам М2, О1, Р1 К1, S1 и S2. Периодичности, совпадающие по частотам с волнами S1, S2, К1 и Р1, нельзя напрямую связать с приливным воздействием. Возникновение периодичностей S1 и S2 могут быть обусловлены солнечно-суточными вариациями геомагнитного поля, а также инсоляцией и, как следствие, изменениями температуры окружающей среды. Периодичности с частотами волн К1 и Р1 могут являться комбинационными сигналами суточной и годовой частот.

Вместе с тем, устойчивые проявления пиков волн О1 и M2 в вариациях gi на линиях п. ВП и пиков волны О1 на большинстве линий п. Т указывают на существование близких к стационарным составляющих ЭТП с соответствующими приливными частотами. Особенностью, отличающей приливные составляющие ЭТП от таких составляющих в высокочастотном сейсмическом шуме (ВСШ) и в импульсном электромагнитном излучении (ИЭМИ), является их квазистационарное проявление.

Для рядов gi в скользящих окнах длиной 672 часа (волна О1) и 696 часов (волна М2) выполнялись процедуры синхронного накопления сигналов с периодами соответствующих волн. Далее для каждой из волн О1 и М2 (далее отмечаются индексом j) и для каждой линии (отмечаются индексом i) определялись фазы jij основной гармоники накопленного сигнала. Полученные значения (в диапазоне от -p до p) присваивались концам текущих окон. Из значений jijt) вычитались рассчитанные теоретические фазы Fj(t) соответствующих гармонических составляющих приливного потенциала (Мельхиор, 1968). Разности Djij(t)=j ij(t)-Fj(t) вычислялись по модулю 2p.

О наличии стационарного сигнала с приливными частотами в зашумленных рядах gi можно судить по поведению Djij(t). Признаком существования стационарного сигнала служит тенденция выделенной разности фаз Djij(t) принимать определенное (верное!) значение. Эти значения выявлялись с помощью гистограмм. Четкие максимумы гистограмм на определенных значениях указывают на существование близких к стационарным сигналов с частотами волн О1 и М2 на линиях п. ВП.

 в среде не является линейной.

Производилось восстановление траектории концов вектора , усредненной на временных интервалах 2 года. Полагалось, что вектор   (приливная компонента j-ой волны) зависит только от фазы приливной волны: , а координатная ось Ох направлена на восток, Оу – на север. Минимизация функции невязок   отдельно для каждого пункта позволяет выразить проекции gx, gy ЭТП на координатные оси через проекции ЭТП по направлениям измерительных линий. Для п. ВП выражение имеет вид где угловые скобки означают усреднение по всем моментам времени с одним и тем же значением фазы приливного потенциала. 

На плоскости в координатах gx, gy точками отмечены концы вектора   (рис. 3), определенные для волн О1 и М2.по формулам (1), вместе со значениями фаз Fj. Соединяющая их линия является усредненной траекторией конца вектора  . Стрелками отмечены направления перемещения концов  . Сравнение на одном графике значений, полученных для первой и второй половин 4-х летнего ряда, дает представление о погрешностях и устойчивости результатов. Как видно на рис. 3, усредненное поведение   на п. ВП является достаточно устойчивым. 

Поляризации векторов  близки к эллиптическим, причем большая ось эллипса проходит через точки траектории , соответствующие экстремальным значениям приливного потенциала (для этих точек Фj=0 и Фj=p). На рис.3 большие оси эллипсов обозначены векторами, направленными в сторону, где Фj=0. Азимут оси для волны О1 направлен на ЮЗ и близок к 210°, а для М2 он направлен на СВ и близок к 60°.

 ЭТП, как в районе п. ВП, не обнаружено. Это может быть связано с большей зашумленностью временных рядов Ui вследствие техногенных помех от источников в населенном пункте, расположенном вблизи измерительных линий.

Можно предположить несколько механизмов связи ЭТП с приливным воздействием. Эти механизмы могут действовать как по отдельности, так и совместно. Во-первых, приливное объемное деформирование флюидонасыщенной среды может вызывать синфазные перемещения подземных вод и изменения их внутрипорового давления. Возникающие при этом электрокинетические явления, в свою очередь, приводят к генерации периодических составляющих ЭТП. Данный механизм представляется наиболее вероятным.

Во-вторых, нельзя исключить возможность проявления пьезоэффекта. В третьих, приливное воздействие на ионосферные токи и магнитосферу, а также на токи в жидком ядре Земли, может генерировать вблизи земной поверхности индукционную часть электрического поля , которая из-за неоднородностей проводимости приповерхностного слоя трансформируется в ЭТП. Однако, чисто индукционный механизм генерации ЭТП следует, по-видимому, все же исключить, т.к. при нем предполагается строгая корреляция в изменениях горизонтальных компонент ЭТП, что не наблюдается (рис. 3). 

Дополнительно исследовалась возможность прямой обусловленности составляющих О1 и М2 в ЭТП приливными силами. Приливные силы рассчитывались как градиент бегущих с востока на запад сферических гармоник волн О1 и М2 приливного потенциала. Рассчитанные векторы удельной приливной силы для обеих волн на широте п. ВП описывают траектории, близкие к эллиптическим, с вращением вектора силы по часовой стрелке. Несовпадение направлений вращения векторов ЭТП (рис.3) и векторов приливной силы указывает на преимущественно опосредованное воздействие приливных сил на ЭТП, механизм которого нуждается в дополнительном исследовании.

Выводы. Временные вариации ЭТП на пп. Верхняя Паратунка и Тундровый содержат квазистационарно проявляющиеся компоненты с частотами приливных волн О1, М2, К1, Р1, S1, S2.

Составляющие ЭТП на п. Верхняя Паратунка с частотами волн О1 и М2 обусловлены, в основном, приливным воздействием непосредственно Луны и Солнца, возможно, через земной прилив. 

В течение периода приливной волны усредненный вектор ЭТП описывает эллиптическую траекторию по часовой стрелке для волны О1 и против часовой стрелки для волны М2. Амплитуды волн О1 и М2 ЭТП составляют первые микровольты/метр.

 

Процессы подготовки сильных (М³6.6) камчатских землетрясений 1987-1993 гг. (по данным комплексных геофизических наблюдений)

Копылова Г.Н., Жаляева Ю.К.

 Камчатская опытно-методическая сейсмологическая партия ГС РАН

 

С конца 70-ых гг. на Камчатке проводятся сейсмологические, гидрогеохимические, гидрогеодинамические, светодальномерные и др. виды наблюдений с целью поиска предвестников сильных землетрясений. В этих работах принимают участие КОМСП ГС РАН, Институт вулканологии ДВО РАН, Институт вулканической геологии и геохимии ДВО РАН и др. организации. Совместная интерпретация сейсмологических и других многолетних данных комплексного мониторинга сейсмоактивного региона является наиболее перспективным направлением исследования реальных геодинамических ситуаций, сопряженных с возникновением сильных землетрясений.

В настоящей работе проводится анализ данных комплексных наблюдений на сети пунктов Петропавловского полигона совместно с особенностями режима слабой сейсмичности в связи с возникновением сильных землетрясений 1987-1993 гг. для оценки развития процессов их подготовки. Использовались следующие данные: 1 –изменения концентрации Cl- в воде самоизливающейся скв. ГК-1 (Копылова и др., 1994); 2- изменения уровня воды в скв. Е1 (Копылова, 2001); 3 – изменения длин линий светодальномерных измерений на территории Петропавловского полигона (Бахтиаров, Левин, 1991; Зобин и др., 1996); 4 – изменения режима слабой сейсмичности в районах очагов сильных землетрясений и в пределах Камчатской сейсмоактивной зоны на основе расчета временных функций параметров RTL и N - сейсмического потока (Соболев, Тюпкин, 1996; Копылова и др., 1998), площадного распределения аномалий параметров RTL, DS - накопленных площадей сейсмогенных разрывов и возникновения землетрясений- кластеров (Соболев, 1999). 

В 1987-1993 гг. на Восточной Камчатке после длительного сейсмического затишья произошли четыре сильных землетрясения: 1-6.10.1987 г., М=6.6; 2 – 2.03.1992 г., М=7.1; 3 – 8.06.1993 г., М=7.4; 4 – 13.11.1993 г., М=7.1. Землетрясения 1 и 2 произошли в северной части Авачинского залива в районе Шипунского полуострова, а землетрясения 3-4 – в районах южной части Авачинского залива и Южно-Камчатского блока.

По светодальномерным данным перед этими землетрясениями в течение 7-9 месяцев происходило укорачивание измерительных линий, указывающее на упругое горизонтальное сжатие территории Петропавловского полигона. Величины сжатия составляли первые ед.´10-6.

Перед землетрясением 1 в течение 7 месяцев наблюдалось синхронное уменьшение концентрации Cl- в термальной воде, понижение уровня воды в скважине; уменьшение числа землетрясений и формирование сейсмического затишья в обширном районе, включающем очаг землетрясения. 

Перед землетрясением 2 в течение 9 месяцев эффект синхронного изменения параметров режима подземных вод и сейсмичности выражен еще более  ярко. Уменьшение концентрации Cl- и понижение уровня воды сопровождалось изменениями параметров сейсмического режима, указывающими на преимущественное ослабление сейсмичности, как в районе очага, так и на большей части Камчатской сейсмоактивной зоны.

Другой вид обстановки отмечается для обоих землетрясений 1993 г. (3-4), которые возникли на фоне увеличения числа землетрясений на Камчатке, а изменения функции RTL не фиксировали минимумов, указывающих на формирование сейсмических затиший, с конца 1992 года. Вариации концентраций Cl- и уровня воды перед этими землетрясениями были либо очень слабые и непродолжительные (не более 1.5 мес. перед землетрясением 4), либо практически не проявлялись, как перед землетрясением 3. 

Получены следующие оценки времени синхронных изменений параметров режима слабой сейсмичности и аномалий режима подземных вод: 6.5 – 7 мес. перед землетрясением 1; 9 мес. перед землетрясением 2; 1.5 мес. перед землетрясением 4. Перед землетрясением 3 синхронные вариации не обнаружены. Наиболее амплитудные изменения всех параметров и ярко выраженная их синхронизация наблюдались перед землетрясением 2.

Схемы площадного расположения зон сейсмического затишья по параметру RTL и зон сейсмической активизации по параметру DS в 1990-1997 гг. приводятся в (Соболев, 1999). Здесь же показаны эпицентры землетрясений, образующие кластеры. Анализ этих схем с учетом поведения временных функций RTL и N показывает, что в 1990-1992 гг. в районе Авачинского залива и Южной Камчатки сформировалась обширная область сейсмического затишья. Ее положение и размеры менялись, но несущественно. В 1994-1995 гг. эта область затишья уже не существовала. 

Три землетрясения 1992-1993 гг. с М=7.1-7.4 возникли на северной, западной и юго-западной границах области сейсмического затишья. Перед этими землетрясениями, также на северной, западной и юго-западной границах, наблюдалось увеличение площадей накопленных сейсмогенных разрывов и возникали землетрясения-кластеры. Всем трем землетрясениям предшествовало слабое горизонтальное сжатие территории полигона, а землетрясению 2 предшествовали яркие аномалии в режиме подземных вод. Перед землетрясениями 3-4 изменения в режиме подземных вод проявились слабо.

На рисунке представлена феноменологическая модель, которая может непротиворечиво объяснить совокупность наблюдаемых процессов. Физическую основу модели составляют представления механики разрушения материалов и горных пород, которые используются во многих моделях подготовки землетрясений, в т.ч. в модели консолидации И.П. Добровольского, 1984 и в энергетической модели сейсмического режима Ю.В. Резниченко, 1968.

 

Феноменологическая модель процессов подготовки
землетрясений 1992-1993 гг.

характеристика наблюдаемых процессов

физическая интерпретация

Схема

 Образование области сейсмического затишья в Авачинском заливе и на Южной Камчатке

1990-1992 гг. 

Формирование области консолидации

 Синхронные проявления аномалий в режиме подземных вод и изменений параметров слабой сейсмичности, упругое сжатие территории полигона; аномалии DS и землетрясения-кластеры на границе области сейсмического затишья VI.1991 г. – II.1992 г.

Рост напряжений на С, СЗ и ЮЗ границах области консолидации

Возникновение землетрясений с М=7,1-7,4 и их афтершоков в краевых зонах области сейсмического затишья; увеличение числа слабых землетрясений

III.1992 г. – 1993 г.

Разрушение области консолидации; уменьшение напряжений на ее границах

 Образование области сейсмического затишья в Камчатском заливе (севернее Кроноцкого п-ова)

~1992-1996гг.

Формирование области консолидации; рост напряжений на границах

В 1990 г. в Авачинском заливе и на Южной Камчатке сформировалась область сейсмического затишья, которую можно рассматривать как область консолидации, в пределах которой происходило уменьшение выделения сейсмической энергии. На границе этой области с соседними областями (или с соседними блоками) уровень напряженного состояния постепенно повышался. Примерно с июня 1991 г. рост напряжений на северной и северо-западной границах области начал  превышать некоторый пороговый уровень, после которого начались проявляться аномалии в режиме подземных вод. Вероятнее всего, эти аномалии были связаны с локальным вертикальным растяжением водоносных пород вусловиях упругого регионального сжатия. Повышение напряжений на границах области консолидации отразилось в некоторой активизации сейсмичности. Это проявилось в аномалиях накопленных площадей сейсмогенных разрывов и в появлении землетрясений-кластеров в краевых зонах.

Землетрясение 2.03.1992 г. (2) возникло на северной границе области сейсмического затишья. С этого землетрясения и его афтершоков началось разрушение области консолидации, которое сопровождалось понижением уровня напряжения на границах. Землетрясения 1993 года (3-4) также возникли на границах области консолидации, и эти землетрясения и их афтершоки продолжили разрушение консолидированной области. Слабое проявление аномалий в подземных водах, отсутствие их синхронизации с параметрами сейсмичности указывает, скорее всего, на меньший уровень напряжений перед этими землетрясениями, либо на меньшую прочность среды в южной части рассматриваемого района Камчатской сейсмоактивной зоны.

В 1994 году другая область сейсмического затишья сформировалась в районе Камчатского залива севернее Кроноцкого полуострова. Сильные сейсмические события 1996-1997 гг. (1.01.1996 г., М=6.9; 16.07.1996 г., М=7.0; 5.12.1997 г., М=7.9) возникали преимущественно в краевых зонах этой области.

Пространственное положение аномалий сейсмических затиший и активизаций перед землетрясением 6.10.1987 г. (1) не изучалось. Но по поведению функций RTL и N можно полагать, что геодинамическая обстановка перед этим землетрясением, также как и перед землетрясением 2, определялась развитием области сейсмического затишья и возникновением аномально высоких напряжений на ее границах.

Представленная феноменологическая модель не может претендовать на универсальность, т.к. характеризует, в основном, процессы подготовки сильных камчатских землетрясений первой половины 90-ых годов. Но несомненным достоинством модели, отличающим ее от других многочисленных моделей подготовки землетрясений, например, от популярных моделей дилатансии-диффузии, модели лавинно-неустойчивого трещиннообразования и др., является то, что она основывается на экспериментальных данных комплексных наблюдений, полученных непосредственно на Камчатке, и характеризует особенности процессов подготовки именно камчатских землетрясений. Представленные результаты полезны для разработки геодинамических моделей связи сейс-мического процесса и вариаций геофизических и геохимических полей в зонах субдукции и расширяют представления о процессах формирования различных аномалий в «дальней зоне» от места будущего сейсмического разрыва.

Приводятся оценки прогнозной эффективности эмпирически выявленных “тревожных признаков” в изменении параметров режима подземных вод и сейсмичности по (Гусев, 1974). Для изменений гидрогеохимических параметров, изменений уровня воды и возникновений сейсмических затиший по параметру RTL получены невысокие величины прогнозных эффективностей I (1.2-2.7) и отношений чисел спрогнозированных землетрясений к общему числу землетрясений р (0.5-0.86), указывающие на нестабильность связи “тревожных признаков” и сильных землетрясений, а также на малую надежность использования для прогноза землетрясений какого-либо отдельного метода наблюдений.

 

Выявление среднесрочных предвестников сильных землетрясений с М³6,5 Авачинского залива (Камчатка) в динамике подпочвенного радона

Фирстов П.П.1, Филиппов Ю.А.2, Мандрикова О.В.3

1Институт вулканической геологии и геохимии ДВО РАН

2Институт вулканологии ДВО РАН

3Камчатский Государственный технический Университет

 

Интерес к радону как предвестнику геодинамических процессов как в России [3, 4], так и за рубежом [9] проявляется с 70х годов прошлого столетия. В период 1997 - 2001 гг. в районе Петропавловск-Камчатского геодинамического полигона была создана сеть станций мониторинга подпочвенного радона (рис.1). Опорная станция сети находится в районе Паратунской геотермальной системы (ПРТ) в долине ручья Коркино,а остальные станции сети располагаются в других геоструктурных элементах полигона [6].

Рис.1. Схема размещения станций мониторинга подпочвенного радона  на Петропавловск - Камчатском геодинамическом полигоне и карта эпицентров сильных землетрясений (М ³ 6,5) Авачинского залива за 1.11.1997 – 1.03.2002 гг. ПРТ - ст. Паратунка, ГЛЛ - ст. Голубая лагуна, НЛЧ – ст.Налычево, ЛВЧ – ст. Левая Авача, ИНС – здание Института вулканологии

 

Особенностью методики, применяемой в данной работе, является регистрация подпочвенного Rn в двух разноглубоких точках. На станции ПРТ регистрация ведется в зоне аэрации (один метр - т. 1) и вблизи зоны полного влагонасыщения (3-5 метров - т. 2). С конца 1999 г. станции стали оснащаться современными автономными (до двух месяцев) радиометрами “РЕВАР” с накоплением данных на твердотельную память и последующим их выводом на компьютер, с дискретизацией данных 30 минут [6].

За четырехлетний период была проведена большая методическая работа по изучению влияния метеопараметров на динамику подпочвенного Rn [5].  Это позволило выделить на фоне сезонных колебаний в точке насыщения на станции ПРТ среднесрочные предвестники всех коровых землетрясений с МW ³ 6,5, R < 150 км, произошедших в Авачинском заливе за период регистрации (рис. 1), каталог которых приведен в таблице.

Таблица. 

Каталог землетрясений Авачинского залива за ноябрь 1997 - январь 2002 г.г. с М ³ 6,5.

Дата

Время, GMT

φ, гр.

λ,гр.

Н, км

R, км

К

Мw

1

1 июня 1998

05:34

52,88

160,22

35

136

13,7

7,0

2

8 марта 1999

12:25

52,19

159,74

3

127

14,2

6,9

3

8 октября 2001

18:14

52,6

160,3

49

145

13,9

6,5

 

Примечание. j - северная широта; l - восточная долгота; Н – глубина эпицентра; R-расстояние от гипоцентра до ПРТ; К- энергетический класс (К =lg(E,дж); МW – моментная магнитуда 

На рис.2.а приведены барокомпенсированные (тонкие линии) и осредненные скользящим средним в семисуточных интервалах (жирные линии) значения ОА Rn для каждой точки станции ПРТ. Для обеих кривых четко выражен сезонный ход, обусловленный сезонными колебаниями температуры гелиотермозоны, но его характер различен. Промерзание гелиотермозоны в зимнее время приводит к уменьшению ее проницаемости и, соответственно, изменению градиента ОА Rn c глубиной. На кривых хорошо проявляется весенний период. Аналогичный сезонный ход в зоне аэрации наблюдался и на станциях НЛЧ и ГЛЛ, расположенных в районах гидротермальных систем (см. рис.1).

На первом этапе с целью выявления предвестниковых аномалий ряды данных ОА Rn оценивались мультипликативной моделью с учетом тренда и сезонности [1] и вычислялись остатки между модельными и текущими значениями. На рис.2.б (верхняя кривая) приведен график остатков для т.2 (зона насыщения), из которого видно, что максимумы отклонений от сезонного хода наблюдаются на трех временных участках: после Кроноцкого землетрясения 5 декабря 1997 г. и перед землетрясениями с МW » 7 (1 июня 1998 и 8 марта 1999). Менее выраженный максимум наблюдается перед землетрясением 8 октября 2001 г. с МW = 6,5. Для т.1 такой четкой картины не наблюдается, что объясняется уменьшением тензочувствительности в т. 1 за счет промерзания верхнего слоя грунта в осенне-зимний период и большей зависимостью значений ОА Rn от атмосферного давления, что может затушевывать влияние деформационных процессов на динамику подпочвенного радона в зоне аэрации.

В настоящее время для решения задач прогнозирования широко используется метод нейронных сетей (НС), достоинством которого является способность к обучению [7]. В отличие от статистических методов, применение НС не требует предварительного построения моделей, основанных на тех или иных предположениях и теоретических выводах. Используя нейропакет Neural Network Toolbox (расширение пакета MATLAB) были исследованы ряды OA Rn  для обеих точек станции ПРТ. На первом этапе формировалась НС, для чего вычислялись веса и смещения линейного слоя нейронов по заданным входным и выходным значениям сигнала посредством решения систем линейных уравнений методом наименьших квадратов. Затем работа НС моделировалась с целью прогнозирования сигнала по пяти  предыдущим значениям и вычислялась разница er=xi-xnp, между текущими (xi) и прогнозируемыми (xnp) значениями ряда (рис. 2.б, нижняя кривая).

Рис. 2. А - кривые значений объемной активности Rn (тонкие линии) и осредненные скользящим средним в 5 - суточных интервалах (жирные линии) в опорном пункте ПРТ: точка 1 – зона аэрации (глубина 1 м); точка 2 – зона насыщения (глубина 3 м). Б – остатки от мультипликативной сезонной модели и разница между текущими и прогнозными значениями, полученными с помощью нейронной сети (стрелками отмечены моменты возникновения прогнозных аномалий).

Как и в мультипликативной модели, для т. 2 выделяются аномалии перед сильными землетрясениями, чего не наблюдается для т. 1. На рис.2.б видно, что значения er начинает расти за два и более месяца до события, а также возникают колебания er с периодом 10¸30 суток. На возможность возникновения прогнозных признаков в динамике подпочвенного радона, имеющих колебательную природу, указывается в работе [1].

График изменения ОА Rn в точке насыщения, как было показано выше, в основном отражает сезонные колебания температуры, и если отсутствуют другие возмущающие факторы, то результаты прогноза должны быть достаточно близки к реальным значениям ряда. Существенные отклонения прогнозируемых значений от реальных, по-видимому, указывают на значимые изменения геодинамических процессов, влияющих на динамику подпочвенного радона в зоне насыщения. Как в первом, так и во втором методе обработки аномалия перед землетрясением 1 июня 1998 г. начала формироваться приблизительно за  90 дней, перед землетрясением 8 марта 1999 г. - за  160 дней, а перед землетрясением 8 октября 2002 г. - за ~ 60 дней (начало аномалий отмечено стрелками на рис. 2.б).

 

М=7,8; R=340км      М=6,9; R=136км         М=7 R=127км                                                     М=65; R=125км

 

 

         28.11.97                       28.11.98                         28.11.99                       28.11.00                            28.11.01

 

Рис. 3. График вейвлет - преобразования значений ОА Rn для т. 2 на станции ПРТ (заштрихованы аномальные области).

Ряды значений ОА Rn и температуры воздуха были также обработаны с помощью вейвлет-анализа [8]. Вейвлет-преобразование представляет мощный математический набор методов локализованного частотно-временного и пространственно-фазового анализов многомасштабных явлений, которое позволяет видеть разномасштабные версии сигнала на любом уровне детализации. Для т.1 вейвлет-коэффициенты в деталях повторяют рисунок для температуры воздуха, за исключением начальной части, что, возможно, связано с подготовкой Кроноцкого землетрясения. На рис. 3 показан график вейвлет-преобразования значений ОА Rn для т. 2. Вейвлет-коэффициенты [W(a,b)] показаны в виде проекций на плоскость ab (временной масштаб, время). Светлые области соответствуют большим значениям коэффициентов, черные линии – нулевым значениям W(a,b)оттенками серого цвета в каждой области выделены диапазоны значений W(a,b).

Верхняя часть рис. 3 демонстрирует сезонную периодичность сигнала, а светлые области (заштрихованы) указывают на наличие аномалий. Сильные вариации значений коэффициентов наблюдаются после Кроноцкого и перед землетрясениями Авачинского залива 1 июня 1998 г. и 8 марта 1999 г. и менее выражены перед землетрясением 8 октября 2001 г. В последнем случае хорошо видно нарушение сезонного хода. Выявленные аномалии отражают повышение корреляции между составляющими сигнала и вейвлетами на соответствующих временных масштабах.

Применение трех методов обработки кривых динамики подпочвенного радона в зоне насыщения позволило диагностировать аномалии перед сильными землетрясениями Авачинского залива с МW >=6,5. Это позволяет говорить: 1) о результативности радонового метода в районах геотермальных систем для среднесрочного прогноза; 2) о более объективном выделении аномалий с разной детальностью на основе комплекса методов обработки данных.

Работа выполнена при поддержке Российского фонда фундаментальных исследований, грант 02-05-64467.

 

Список литературы

1. Беляев А.А. Особенности радоновых прогнозных признаков землетрясений // Геохимия. 2001. № 12. С.1355-1360.

2. Бокс Дж., Дженкинс Г. Анализ временных рядов. Прогноз и управление. М.: Мир, 1974. 406 с.

3. Войтов Г.И. Мониторинг атмосферного радона в подпочвах сейсмически активных регионов Центральной Азии // Физика Земли. 1998. № 1. С.27-38.

4. Рудаков В.П. Геодинамические процесс и их предвестники в вариациях полей радиоактивных эманаций //Геохимия. 2002. № 1. С.56-62.

5. Фирстов П.П. Мониторинг объемной активности подпочвенного радона (222Rn) на Паратунской геотермальной системе в 1997–1998 гг. с целью поиска предвестников сильных землетрясений Камчатки // Вулканология и сейсмология. 1999. № 6. С.33-43.

6. Фирстов П.П., Рудаков В.П. Результаты регистрации подпочвенного радона (222Rn) на Петропавловск – Камчатском геодинамическом полигоне в 1997–2001 гг. // Вулканология и сейсмология. 2002 (в печати).

7. Горбань А.Н., Россиев Д.А. Нейронные сети на персональном компьютере. - Новосибирск: Наука, 1996. 276 с.

8. Сhui C.K. Approximation Theory and Functional Analysis. Boston: Academic Press. 1991. 420 р.

9. King C.-Y. Gas-geochemical approaches to earthquake prediction // Isotopic geochemical precursors of earthquakes and volcanic eruption // Vienna. 1991. P.22-36.

 

Новые сведения о строении подводных вулканических массивов Черных Братьев и Эдельштейна (Курильская островная дуга)

Бондаренко В.И 1, Рашидов В.А.2

 1Костромской Государственный Педагогический Университет

2Институт вулканической геологии и геохимии ДВО РАН

 

Вулканический массив Черных Братьев располагается на пересечении Большой Курильской Гряды и Броутонской поперечной вулканической зоны (рис. 1). На островах Черные Братья насчитывается 13 вулканических построек, три из которых – действующие.

Породы, слагающие вулканический массив Черных Братьев,  характеризуются высокой лейкократностью, двупироксеновыми ассоциациями вкрапленников и отсутствием биотита и амфибола даже в наиболее кислых разностях. Состав пород, слагающих вулканические постройки на островах, меняется от базальтов до андезитов. Драгированные в пределах вулканического массива Черных Братьев породы относятся, в основном, к умеренно калиевому типу и, как подавляющее большинство лав Курило-Камчатской островной дуги, - к высокоглиноземистому ряду. Это оливин - клинопироксен - плагиоклазовые и субафировые базальты, андезито-базальты и пироксен-плагиоклазовые андезиты

Ранее в районе островов Черные Братья была выявлена крупная кальдера с амплитудой погружения дна не менее 800 м. Было предложено назвать эту кальдеру именем Г.С. Горшкова. Мощность кальдерных отложений, заполняющих впадину между островами, превышает 600 м. С юга и юго-востока к кальдере примыкает обширная подводная терраса на глубинах 100-150 м. Эти глубины соответствуют понижению уровня океана во время последнего оледенения. Ширина террасы достигает 5-7 км. На краю террасы, с угловым несогласием залегает мощная наклонно-слоистая толща, образованная серией тел бокового наращивания. Сложена она, по-видимому, обломочным материалом, образовавшимся в результате эрозии докальдерной вулканической постройки и кальдерных пемзо-пирокластических отложений. Толща охватывает с юга и юго-востока подножие уступа 100-150- метровой террасы. Распространение этих отложений ограничивается подводным валом, располагающимся у внешней кромки террасы.  На ряде профилей этот вал очень отчетливо выражен как в рельефе дна, так и в рельефе поддонных отражающих границ. Судя по характеру сейсмоакустического изображения, он сложен, по-видимому, плотными вулканическими породами. По всей видимости, этот вал представляет собою остатки гребня еще одной, более древней кальдеры, вытянутой в субмеридиональном направлении. В дальнейшем мы будем называть ее Внешней кальдерой Горшкова. Амплитуда погружения дна этой кальдеры в юго-восточной части не менее 700 м. Большую часть этой кальдеры занимает более молодая вулканическая постройка (межкальдерная постройка), сформировавшаяся в период между образованием кальдеры Горшкова и Внешней кальдеры Горшкова, в северо-западной части последней.

Примерно в 6 км к северо-западу от острова Чирпой отмечена обособленная подводная гора западно-северо-западного простирания с относительной высотой 300 –500 м и минимальной глубиной над вершиной 956 м. Эта гора, возможно, является побочным конусом, расположенным на краю вулканического массива, или экструзивным куполом.

В пределах привершинной части массива Черных Братьев отмечены цепочки интенсивных знакопеременных аномалий магнитного поля с размахом до 1300-1750 нТл. Широко проявлены, также, локальные положительные и отрицательные аномалии амплитудой 500-800 нТл. Борта кальдеры Горшкова и Внешней кальдеры Горшкова четко трассируются в магнитном поле высокоградиентными зонами, в пределах которых горизонтальный градиент магнитного поля достигает 1200 нТл/км. В этих зонах плановое положение бортов кальдер совпадает с экстремумами (областями перегибов) кривых (DТ)а - с максимумами положительных магнитных аномалий или с минимумами отрицательных аномалий. Отмеченные внутри кальдер многочисленные локальные аномалии магнитного поля связаны, вероятнее всего, с разноглубинными магматическими телами, образовавшимися в различное время. Аномалия двух знаков отмечена и в непосредственной близости к северо-западному склону обособленной подводной горы  с минимальной глубиной 956 м.

В развитии вулканического массива Черных Братьев выделено пять этапов. На первом этапе, начало которого относится к раннему–среднему плейстоцену, а, возможно, и к неогену, сформировался крупный щитообразный существенно лавовый вулканический массив размером 30 км ´ 35 км. На втором этапе произошло, по-видимому, катастрофическое эксплозивное извержение и сформировалась древняя кальдера (Внешняя кальдера Горшкова). Размеры кальдеры в плане, возможно, достигали 15 км ´ 20 км, а возраст – не моложе середины позднего плейстоцена. На третьем этапе в северной и центральной частях древней кальдеры сформировалась крупная вулканическая постройка, заполнившая большую часть кальдеры и перекрывшая ее борт. На четвертом этапе произошло мощное эксплозивное извержение и образовалась молодая кальдера (кальдера Горшкова) размером 7.5 км ´ 11.5 км. Время образования этой кальдеры соответствует мощной вспышке кислого эксплозивного вулканизма в районе Курил и Камчатки в пределах 45-30 тыс. лет назад. Во время последнего оледенения в

 

привершинной части массива была выработана терраса, в настоящее время находящаяся на глубинах 100-150 м. На заключительном этапе, в результате активной вулканической деятельности внутри молодой кальдеры, вблизи ее бортов сформировались современные вулканические постройки островов Чирпой и Брат Чирпоев. Суммарный объем изверженного в данном районе вулканического материала может превышать 1000-1300 км3, из них 400-600 км3 пирокластический материал кальдерообразующих извержений.

Подводный вулканический массив Эдельштейна располагается в осевой части пологого прогиба, являющегося северо-восточным замыканием Курильской глубоководной котловины, в месте пересечения его с субмеридиональной тектонической зоной пролива Крузенштерна (рис. 1). Разброс в приводимых в литературных источниках координатах местоположения вершины подводного вулкана Эдельштейна и глубины Охотского моря над ней значителен. Возникает сомнение в отношении того, что все приводимые данные относятся к одной вулканической постройке.

Выполненная детальная интерпретация материалов, подтвердила предположение о наличии двух подводных вулканических построек  на этом участке Охотского моря. На наш взгляд в «Каталог подводных вулканов Курильской островной дуги»[Авдейко и др., 1992] следует ввести понятие подводный вулканический массив Эдельштейна» и выделить в нем подводные вулканы 3.1а и 3.1б с координатами вершин, соответственно, 49°14¢ с.ш. 153029' в.д. и 490 10.4' с.ш., 153027' в.д. 

С запада, юга и юго-востока постройку вулкана охватывают две узкие депрессии на глубинах 2500-2900 м. На юге одна из них отделяет массив Эдельштейна от вулканического массива Чиринкотан. К северу и к югу от массива Эдельштейна выделяются эрозионные ложбины, местами имеющие глубину более 100 м.  К западу, северу и востоку от вулканического массива Эдельштейна мощность осадочных отложений превышает 1200 м. Эти осадочные толщи начали формироваться значительно раньше, чем образовался подводный массив Эдельштейна.

Вулканический массив Эдельштейна образован, по-видимому, двумя слившимися близкорасположенными вулканическими постройками. Его северо-восточная и юго-западная постройки поднимаются, соответственно, до глубин 620 и 840 метров. Северо-восточная постройка по своим размерам значительно превышает юго-западную. Расстояние между постройками около 5 км, седловина между ними находится на глубине около 1300 м.  Общая высота вулканического массива, с учетом его погребенной части, порядка 2600 м. Размер основания вулканического массива 25 км  ´ 19 км, объем - около 315 км3, а крутизна склонов превышает 20°- 30°.

Вулканический массив  Эдельштейна отражается в магнитном поле локальной аномалией (DТ)а северо-восточного простирания. Интенсивность аномалий, приуроченных к юго-западной и северо-восточной постройкам, достигает максимальных значений, соответственно, 1060 нТл и 745 нТл. Максимальный градиент магнитного поля, равный 350 нТл/км, приурочен к привершинной части северо-западного склона северо-восточной вулканической постройки. Выполненное 2.5 -мерное моделирование показало, что аномальное магнитное поле подводного вулканического массива Эдельштейна обусловлено, в основном, его современным рельефом. Роль «глубинных корней» вулканов весьма незначительна.

При драгировании подводного вулканического массива были подняты базальты, андезито-базальты, андезиты, андезито-дациты и дациты. Драгированные породы сильно различаются по своим физическим свойствам. Плотность пород колеблется в диапазоне 2.24 – 2.40 г/см3. Остаточная намагниченность (Jn) изменяется от 0.6 до 50 А/м, а фактор Кенигсбергера – от 1 до 4.

Подводный вулканический массив Эдельштейна имеет длительную историю формирования. Он начал формироваться в плиоцене а его привершинная часть сформировалась в последние 700 тыс. лет.

 

Опыт изучения опасных инженерно-геологических процессов и геоэкологические условия на застроенных участках г. Петропавловск-Камчатский

 Делемень И.Ф.1, Аносов Г.И.1, Константинова Т.Г.1, Иглин А.А.2

1Институт вулканологии ДВО РАН

 2АО «КамчатТИСИЗ»

 

Авторами обобщен опыт изучения опасных инженерно-геологических процессов и геоэкологических условий на застроенных территориях областного центра Камчатки, для территории которого характерно мозаичное распределение грунтов, различная крутизна склонов, существенное изменение глубин залегания уровня подземных вод на различных участках города.

Показано, что неоднородность перечисленных условий обусловлена значительной тектонической раздробленностью земной коры из-за развития нескольких систем разновозрастных и разномасштабных разрывных нарушений преимущественно диагонального (северо-западное и северо-восточное) простирания. Это предопределено общим северо-западным простиранием Петропавловского горста и смежных с ним Халактырского и Авачинского грабенов (входящих в систему Малко-Петропавловской зоны поперечных дислокаций Камчатки). Разломы же ортогонального простирания (субширотные и субмеридиональные) имеют подчиненное значение.

Сделан вывод, что наиболее крутосклонные участки рельефа, где развиваются оползни на застроенных территориях, приурочены к границам блоков, заложенных по диагональным разломам. При этом условия подготовки оползней различны для оползневых склонов, сложенных скальными породами, и склонов, покрытых мощным чехлом неконсолидированных или полуконсолидированных отложений.

В первом случае оползневые движения происходят вследствие активизации крупных (диаметром сотни метров и более) оползневых тел доголоценового заложения. Замечено, что они преобладают на склонах, обращенных к югу, вследствие преимущественно южного падения слоистости верхнемеловых метаморфических пород, слагающих склоны. Кроме того, активные современные и верхне-плейстоценовые оползней развиваются также на склонах, обращенных к Авачинской бухте, что обусловлено абразионными процессами. Наши наблюдения показывают, что локализация оползней на таких склонах определяется также более высокими значениями углов откоса по сравнению со склонами иных простираний.

Приведены описания изученных авторами Рябиковского оползня и оползневого массива Никольской и Сигнальной сопок. Оползневые подвижки в районе ул. Рябиковская произошли 9-10 ноября 1995 г. во время сильного ливня, связанного с циклоном «Анджела». Были повреждены и разрушены 5 жилых зданий. Переувлажнение склона послужило триггером для схода оползня, снижение же устойчивости началась задолго до прихода циклона, о чем свидетельствует повышенная степень повреждаемости зданий на этом участке склона по сравнению с фоновой при 7-балльном Петропавловскм землетрясении 1971 г. Один из разрушенных оползнем панельных домов располагался на месте другого жилого здания, которое сразу же после его строительства разобрано из-за постоянных жалоб жильцов на его деформацию.

Образование Рябиковского оползня сопровождалось заложением в тыловой его части и по бортам системы дуговидных трещин растяжения длиной до 5-8 метров, шириной до 0,5-1 м и глубиной 1-2,5 м. Во фронтальной части оползня сформировался вал выпирания высотой около 2 м при длине около 5 м и ширине около 2 м. В первый же день схождения оползня в основании оползневого склона образовались два источника, где разгружались сточные воды, поступающих в недра оползневого тела из разрушенной им канализационной системы.

По мнению авторов, сместитель оползня приурочен к пологой ослабленной зоне с развитием глинистых минералов, типичных для зоны гипергенеза высокомагнезиальных пород основного состава. Ослабленная зона была идентифицирована как сместитель более крупного и более древнего оползневого тела. По ней циркулировали термальные воды, что привело к образованию во фронтальной части сместителя кварц-карбонатных прожилков. На момент измерений температура воды во всех скважинах составляла 12-14° (температура сточных вод).

Для оползневого массива сопок Никольская-Сигнальная характерны медленные смещения всего массива в южном направлении (согласно общему моноклинальному падению слагающих массив верхнемеловых метаморфизованных пород). При этом образуются клиновидные, открытые книзу трещины растяжения, ортогональные к направлению медленного скольжения массива. Общее разуплотнение массива приводит к формированию ослабленных зон, способствующих зарождению обвалов в береговом обрыве.

В северной части областного центра склоны сложены полуконсолидированными верхне-плейстоценовыми туфоподобными отложениями сухих каменных лавин и направленных взрывов, образовавшимися при катастрофическом гравитационном обрушении Палео-Авачинского вулкана. Развитие оползней здесь определяется условиями их увлажнения и подрезкой склонов при строительстве. Нередко к таким участкам приурочены зоны эрозионного и абразионного разрушения склонов. Отмечается также интенсификация суффозионных процессов, особенно в местах развития оползневых процессов. В качестве наиболее яркого примера такого явления авторы рассматривают образование суффозионной воронки (диаметром около 2 м и глубиной около 2,5 м) у канализационного колодца, расположенного у бровки подрезанного склона возле дома на ул. Блюхера, 33.

Суффозионные процессы могут приводят к видимым осадкам зданий и к снижению их устойчивости (особенно при сильных сейсмических событиях) и при расположении их на выровненной поверхности, сложенной рыхлыми или полуконсолидированными грунтами. В качестве примере приводится неоднородная осадка в грунтовом основании здания Института вулканологии ДВО РАН. Северный фланг здания расположен на аллювиально-пролювиальных отложениях, выполняющих ложбину, ручья, протекавшего здесь до строительства здания. При изысканиях под строительство было отмечено наличие верховодки на этом участке. После того, когда здание было построено, начались деформации осадки, проявляющиеся развитием трещин растяжения в перегородочных стенах кабинетов 119-131 и на половых перекрытиях. При 7 - балльном землетрясении 1971 года здание имело степень повреждения d = 1.5, при этом третий и четвертый технический этаж d = 3.0. Основные деформации третьего и четвертого технического этажа произошли на участке осадки основания, развивающеся в месте залегания отложений ручья. Примеров неравномерной осадки зданий над линзами аллювиально-пролювиальных отложений немало.

Существенную опасность для строительства в условиях повышенной сейсмичности района представляют тиксотропные грунты, приуроченные в пределах территории города к доголоценовым лагунам, отложения которых выполняют сейчас несколько крупных грабенов. Так, на участке расположения комплекса зданий областной границы ареал развития грунтов, обладающих тиксотропными свойствами, ограничен грабенами  ручьев  Пограничный,  Ленинградский и смежными с ними участками.

Установлено, что в верхней десятиметровой толще отложений тиксотропные свойства грунтов на этом участке связаны с инженерно-геологическими  факторами, важнейшими из которых являются преобладание в разрезе пылеватых, тонкозернистых осадков с высоким содержаним тонкодисперсных  вулканических пеплов и пепловых частиц (местами диагенетически замещенных глинистыми минералами) и глубокое залегание уровня первого от поверхности горизонта подземных вод.

Сделан вывод, что эти грунты образовались при интенсивном накоплении в условиях озера или морской лагуны (фьорда) пеплов, выбрасывавшихся при извержениях близлежащих вулканов. Результаты испытаний таких грунтов показывают, что для них измеренные амплитуды колебаний в пересчете на 1 м грунтового основания изменются от 4.3 мм до 147 мм при частоте колебаний 5 Гц, а на частоте 10 Гц – возрастают от 3.9 мм до 131 мм. Для некоторых разностей грунтов (пески дресвянистые и дресвяной грунт) отмечается стабилизация величины амплитуды, тогда как для супеси пластичной амплитуда возрастает в течение трех минут до полного разжижения. Динамика изменения амплитуд колебаний грунтов, подвергшихся испытаниям на вибростенде, показала, что для песков дресвянистых и для дресвяного грунта с супесью пластичной в первые 30 секунд происходит осадка с оттоком воды, а для супесей пластичных - разжижение и незначительный отток воды.

Обычно подобные грунты характеризуются значительным коэффициентом пористости (>0.8); высокими значениями естественной влажности (>0.45); низкими коэффициентами фильтрации и слабой водоотдачей. Результаты выполненных нами работ свидетельствуют о том, что исследуемые грунты имеют коэффициенты пористости почти в 2 раза ниже приведенных; значения естественной влажности сопоставимы только для супеси пластичной. Это можно объяснить тем, что исследуемые грунты большей частью состоят из вулканических пеплов и пепловых частиц. Они довольно плотные, имеют значительную часть воды в связанном состоянии и при вибрации отдают ее. Отмечено, что подобные грунты, даже при работе бурового станка, переходят в разжиженное состояние (устное сообщение А.И.Тараканова).

Анализ последствий землетрясения 24(25) ноября 1971 г. подтверждает правильность оконтуривания ареала развития грунтов, обладающих тиксотропными свойствами, т.к. на грунтах, обладающих тиксотропными свойствами, это землетрясение ощущалось с силой в 8 баллов (4). Результаты макросейсмического обследования последствий этого землетрясения показали, что здания, возведенные на грунтах района областной больницы (главный и инфекционный корпуса, поликлиника 5, медучилище), комплекс зданий Камчатского пединститута, дома в пределах улиц Пограничной, Максутова и Комсомольской площади, получили наибольшие повреждения. Степень повреждения этих зданий d=3-2.5.

Определенную опасность могут представлять сейсмогенные рвы, вскрываемые при строительстве и планировке склонов в различных частях города (микрорайон Горизонт, район ул. Садовой, морпорт и т.д.). Эти образования представляют собой зияющие или выполненные мелкоземом рвы длиной до нескольких метров, шириной до метра (а иногда и более) и глубиной до 2-3 м. Предполагается, что их образование связано с движениями по новейшим тектонически активным разломам. Однако условия их размещения позволяют усомниться в таком происхождении. Как правило, такие рвы располагаются либо на участке прилегания к коренному склону толщи рыхлых отложений, либо же приурочены к трещинным зонам гравитационного отседания, развивающимся в скальном массиве. Следовательно, их происхождение можно рассматривать как экзогенно-гравитационное, причем существенная роль в их образовании принадлежит сейсмическим явлениям.

Сделан вывод, что при развитии программы сейсмоусиления зданий и сооружений г.Петропавловска-Камчатского необходимо учитывать не только качество построенных зданий, но и процессы, происходящие в их основаниях. Вероятно, настало время усиливать не только сами здания, но также склоны и основания, на которых они расположены.

 

Опыт математического моделирования источников сейсмических сигналов, регистрируемых при вулкано-тектонических землетрясениях

Аносов Г.И.1, Лемзиков В.К.1, Лемзиков М.В.1Дрознин Д.В.2,  Кискин Д.В.2

 

1 Институт вулканологии ДВО РАН

2Камчатская опытно-методическая сейсмологическая партия ГС РАН

Представляются первые результаты направленного математического расчета синтетических сейсмограмм для нескольких землетрясений Ключевского вулкана, очаги которых  зафиксированы в каждом из четырех сейсмогенерирующих слоев (Горельчик, Гарбузова, 2001).

Базовым инструментом выполняемых расчетов  является пакет программ «Sеis-83», дополненный несколькими подпрограммами (авторы: Дрознин Д.В., Кискин Д.В.), которые позволили в данном пакете выполнить линейное суммирование отдельных сейсмотрасс, отвечающих набору дискретов волновых чисел. Программа «Sеis-83» широко известна и востребована в Мировой практике в разведочной и высокочастотной сейсмологии и представляет возможность моделировать двухмерные разрезы земной коры в лучевом приближении для произвольной геометрии границ и вариаций скоростей упругих волн.

Дополнительные программы, включенные в данный пакет Дрозниным Д.В. и Кискиным Д.В., позволяют формировать конечную синтетическую сейсмограмму как сумму отдельных записей, каждая из которых представляет заданный тип волны (отраженные, рефрагированные, поперечные, продольные, обменные, кратные и т.п.), а также частотные, амплитудные, фазовые и т.д. характеристики. Это позволяет в структуре суммарной сейсмограммы различать не только времена вступлений конкретных волн, но и отслеживать тип волны (т.е. их принадлежность по физике образования).

Исходя из данного посыла, сопоставление расчетных синтетических и экспериментальных сейсмограмм осуществлялось визуально по структуре (т.е. преобладающему типу волны) сейсмограмм, взаимному расположению на временной оси различных вступлений, длительности записи колебаний и видимым периодам, т.е. по соотношению частот начальной, средней и кодовой частей сейсмограмм и т.п.

В разведочной сейсмологии хорошо известно (Пузырев, 1997), что продольные, поперечные, обменные и поверхностные волны выделяются не только местоположением их вступлений на временной оси сейсмограммы, но и, главным образом, по их частотно-динамическим параметрам: «… чаще всего отношение частот … пропорционально отношению скоростей Vp/Vs» (стр. 165).

С этих позиций экспериментальные сейсмограммы вулкано-тектонических землетрясений, параметры которых стали основой выделения значительного количества групп при их классификации, мало анализировались. Как правило, в основе такой классификации землетрясений (Токарев, 1977) используются понятия вулканические, вулкано–тектонические, вулканическое  дрожание, т.е. как-бы генетическое по природе очага, или приповерхностные тектонические, поверхностно–периодические (ППД), глубинные длинно-переиодические (ГДП), и т.д., т.е. по месту проявления. Последние в иностранной литературе названы, кроме того, монохроматическими из-за единой видимой частоты колебаний (см.  Randall A. White, 1996. DLPdeep longperiod waves),

 

т.е. попытка увязать тип землетрясения с глубиной очага и его возможной природой (Chouet et.al., 1994: Горельчик, Сторчеус. 2001).

Вместе с тем, при всех обсуждениях и построениях изначально используются понятия продольных и поперечных волн, регистрируемых, как правило, на вертикальном и двух горизонтальных каналах с последующим анализом поляризации колебаний. Базируясь на результатах последнего, волнам присваивается природа продольных и поперечных волн, хотя реальная природа, т.е. изначальная, с которой эти колебания прошли большую (если не основную) часть пути, при таком анализе не может быть установлена по определению (например Рихтер, 1963: Саваренский, 1972). Известно, что наиболее устойчивым параметром, по которому может быть оценена первичная природа - поляризация волны является частота максимальной амплитуды т.н. «предварительных» колебаний (Аки и др., 1961), тем самым подчеркивается важность соотношений видимых периодов колебаний и их закономерное расположение на временной оси сейсмограммы: равенство или резкое различие в таковых является базовым при определении типа волны и, следовательно, фундаментом обоснования модели или механизма очага землетрясения. Хорошо известно из теории колебаний и упругих волн, что только один тип источника – точечный центр давления  на поверхности малой сферы - возбуждает монохроматическое излучение и «только продольные волны, имеющие одинаковую интенсивность во всех направлениях» (Пузырев, 1997. стр. 19). Во всех остальных случаях и типах генерируются как продольные, так и поперечные волны с заданными амплитудами и направленностью (Аки, Ричардс, 1983). Высказанные соображения хорошо иллюстрируются записями вулкано-тектонических приповерхностных (с глубинами очагов до 4-5 км) землетрясений, характеристики которых позволяют разделить типы волн по их видимым периодам и по месту на временной оси сейсмограмм.

Для записей землетрясений с глубиной очагов свыше 7–10 км и более такое визуальное выделение волн становится затруднительным, а в ряде случаев и невозможным. К таким землетрясениям применены принципы монохроматичности, т.е. либо вся запись относительно высокочастотна, либо – низкочастотна, т.е. т.н. длинно-периодные землетрясения (ДПЗ)  или коротко-периодные (КПЗ). Отнесение волн к группе продольных или к группе поперечных осуществляется по месту на сейсмограмме или по т.н. поляризации в точке выхода луча, а выбор отношения времен SP осуществляется на « волюнтаристской основе».

Моделирование волн по программе SEIS–83 для двухмерного скоростного сейсмического разреза земной коры Ключевской группы вулканов (Аносов, 1998) полностью подтвердило вышеприведенные рассуждения и поставило большее число вопросов, нежели смогло найти ожидаемые решения.

1. Наличие несколько типов землетрясений под вулканами, которые заведомо различаются по физической природе излучаемой сейсмической энергии (природе очага ?) ставят вопрос о самом механизме преобразовании накопленной потенциальной энергии в кинематическую упругого излучения в процессе ее высвобождения. Устоявшееся мнение о моделях, в которых такое излучение происходит в виде радиации продольных и поперечных волн, скорее всего, верно только частично, ибо позволяет осуществлять это излучение без привязки к одной и той же нулевой отметки – началу времени излучения. Более того, как известно по регистрациям упругих волн при промышленных взрывах (Рулев, 1962; Кузьмина, 1966; Халевин, 1975; Аптикаев, 1982;) в первых вступлениях через небольшой интервал после явно продольной волны регистрируются низкочастотные сложные колебания, содержащие в последующей части интенсивную поперечную волну (Халевин, 1975, стр. 66), но распространяющиеся в последствии как продольные (т.н. волна N). Было показано так же при конструировании взрывного источника  поперечных волн в разведочной сейсмике, что сдвоенный последовательный подрыв двух зарядов является наиболее оптимальным для формирования поля поперечных волн (Пузырев, 1997). Тем самым экспериментально доказано, что наилучшимиусловиями формирования и эффективности излучения полей упругих волн является их раздельная генерация. В связи с этим представляется, что все многообразие типов вулканических и вулкано–тектонических землетрясений может объясняться  внутренними термодинамическими условиями в очаговой области, когда в зависимости от перераспределения полей напряжений, температурных полей и агрегатного состояния вещества очаг землетрясения будет «работать» либо по полной схеме и будут излучаться вулкано-тектонические и тектонические землетрясения, либо по одному из «усеченных» вариантов с излучением «экзотических» колебаний.

2. Существующие ошибки в определении геометрических параметров  очаговых зон, а так же невозможность «жесткой» фиксации времен SP, не позволяют закреплять значения коэффициента Пуассона при расчетах теоретических времен пробега и, тем самым, не позволяют оценивать основные термодинамические параметры среды (например, вязкость) и затем выстраивать геодинамические концепции о характере процессов в очагах вулканических землетрясений, как это делается с использованием монохроматических записей (White R, 1996, Горельчик, Сторчеус, 2001). Экспериментальные данные по регистрации упругих колебаний, которые вызываются либо газовыми выбросами, либо трещинообразованием в условиях всестороннего сжатия свидетельствуют о хорошо контролируемых параметрах сейсмических колебаний (Борьба …, 1956; Айруни, 1987; Тен, 1993), которые не позволяют соотнести монохроматические колебания ГПД с теми моделями, что им вменяются.

3. Представляется целесообразным шире использовать направленное математическое моделирование с использованием даже приближенных методов, одним из которых является пакет программ SEIS–83, для целей выбора и обоснования механизмов очагов вулканических и вулкано–тектонических землетрясений, что позволит более строго описывать среду под вулканами и более обосновано  осуществлять геодинамические построения.

 Наверх