火山地震活动的实验室模拟*

火山地震活动的实验室模拟*

Philip M Benson1，2)Sergio Vinciguerra3)Philip G Meredith1)R Paul Young2)
1)Rock and Ice Physics Laboratory，Department of Earth Sciences，University College London，Gower Street，London，WC1E 6BT，UK
2)Lassonde Institute，University of Toronto，170 College Street，Toronto，Ontario，M5S 3E3，Canada
3)Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia，Sezione di Roma 1，Via di Vigna Murata 605，00143，Rome，Italy

火山体内产生地震活动的物理过程非常复杂，目前仍然没有被完全理解。我们在实验室内用来自埃特纳火山(意大利)的玄武岩做了变形和破碎实验并报道了实验结果。该实验用一组围绕样品的传感器监测，以完成全波形记录及微震事件定位和分析。充满液体的孔隙和损伤区快速破裂后减压激发了许多低频事件，类似于长周期火山地震活动。低频事件与孔隙流体的减压有关，位于破裂样本的损伤区;这些事件都具有一个弱剪切滑动分量(双力偶)，与发生在活火山下的流体驱动事件相一致。

火山地震活动与地面变形、断层作用以及火山体内火山流体的运动密切相关。对不同类型的地震信号进行识别和解释是灾害评估和减灾的中心目标。当地壳由于岩浆运动发生变形和断裂时，就会发生火山构造(VT)地震活动，导致火山体下面的浅源地震，这就是令人感到不安的初始信号。断层作用提供了深部岩浆与表层之间的通道，在最终喷发之前一般都会出现小震级VT地震发生的速率加快。另一类地震活动与流体运动有关，但详情仍不确定。低频事件(LF)也叫长周期(LP)和甚长周期(VLP)事件，在各类活火山里都可以观测到，通常在最终喷发前呈群聚性发生。这种低频事件与VT地震在频率范围和谐波特征上不同，推测它们可能由于流体的流动以及流体在火山裂隙和管道里共振产生。当低频信号变成连续或准连续信号时，就会发生火山颤动。有人提出低频地震可以为火山喷发预测方法提供基础。然而，由于其他构造过程也经常产生与低频颤动类似的地震活动(例如俯冲区的深部不连续颤动和滑动)，因此需要进一步了解火山区低频事件发生的物理过程。

我们对埃特纳火山玄武岩样品做了一系列变形实验，并报道了其中的一个实验结果，该实验产生了微地震信号，即更为人熟知的声发射信号(AE)。就地震波频率而言，它们表现出的特征与火山活动期间观测到的极其相似。在有效围压为60 MPa时，即相当于火山机体下大约2 km的压力状态，我们对埃特纳玄武岩柱状样品进行了变形实验(直径50 mm，长125 mm，中心有一个预钻孔的通道，直径3 mm);初始孔隙流体压力为20 MPa，有效围压40 MPa。实验分两个阶段。阶段1，样品以4×10-6S-1的常应变率发生变形直至脆性破裂。这导致局部剪切断层和相关裂缝损伤区的形成。阶段2，存储在样品中的流体(包括已存在的微裂隙和新形成的断层损伤区)快速地从样品的顶部解压，促使流体通过损伤区及预钻孔通道快速从样本流出。整个实验过程用16个传感器连续记录声发射事件。除了记录波形外，还用下山单纯形法和三轴速度模型对单个AE事件进行了定位。我们估算声发射定位的精度是mm。我们也通过相对振幅矩张量分析法计算了定位事件的震源特征(机制)。野外监测中，流体运动通常是地震群的主要机制(这种情况在火山地区普遍存在——特别体现在快速体积改变过程，例如与岩浆解压相关的通道中的流体运动)，不仅实验结果与野外资料相符，而且我们还可以得到独立验证孔隙体积变化的矩张量解，孔隙体积变化是流体驱动地震的一个主要特征。

初始加载过程中，原有裂隙闭合，AE发生率较低。随着差应力增加，新的裂隙形成并扩展，AE发生率成指数增加。在破裂应力达到480 MPa，轴向应变达到2.9%时，样品由于剪切断层作用发生了破裂。在变形阶段我们记录到了1518个事件，定位了其中的762个事件。大部分定位结果都在剪切断层或其共轭断层的损伤区内(图1a)。这些事件主要表现出双力偶震源特征(图1a)，完全如设想的实验中断层震相一样。通过对没有预钻孔的岩石做同样的实验和得到相同的结果，我们证实中心预钻孔对变形机制和断裂的影响并不是太明显。

图1 埃特纳火山玄武岩变形实验后的样本，图中显示一条穿透断层及其共轭断层。(a)实验变形阶段的AE定位(点);(b)孔隙流体快速解压过程中的AE定位(空心圆)。条形标示出无量纲事件的虚震级，由所有接收点的平均权重射线路径计算得出。不管是实验的哪一个阶段(变形或者解压)，事件都发生在断层上或者接近断层处。与变形相关的震源特征(机制)(a)显示出高百分比的双力偶剪切分量，而与孔隙流体解压相关的震源特征(b)则表现出较低的双力偶剪切分量

通过仪器顶部的阀子控制，受压的孔隙流体(超过0.2 s)迅速解压，同时在阶段1产生的断裂损伤区附近伴有一组AE事件发生(图1b)。与实验的变形阶段不同的是，与解压相关的AE事件的震源机制呈现低剪切分量，但却呈现高体积成分(图1b)。因此我们假定，由于快速解压，孔隙流体在弯曲的破裂损伤区里迅速流动，从而为一组AE事件(类似于活火山中记录到的低频事件)的产生提供了条件。涉及大幅度体积变化的震源机制解在火山区和构造俯冲区以及断层超压区有大量报道，它们都与流体的运动相关。

在频率域可以进一步看出野外数据与我们实验数据之间的相似性(图2)。在岩石实验的变形阶段，因为剪切断层成核并沿着样品传播，所以高频AE信号占主导地位(图1a)。脆性破裂过程，从毫米级的实验室微裂纹到千米级的地震破裂，都产生高频运动和加速度。我们对岩石样品进行变形和破裂实验时发现频率大约600 kHz时能量达峰值(图2a)。由流体运动引起的火山地震呈现出低频特征。这类低频事件的主要能量成分集中在1～2 Hz。大部分作者认为这类地震活动是由于流体在裂隙或火山通道里共振产生的，因此没有双力偶震源特征。我们的实验里，充满流体的孔隙体积的解压导致了大量AE事件发生，其能量主要集中在频率约为18～50 kHz(图2b)。与变形产生的波形相比，这些事件具有更长的振铃波形，但也具有野外地震数据中常见的明显的高阶谐波。用开放式末端管的不变和可变部分做实验显示出类似频率特征。除了这两类关键的端元波，我们的实验同时发现了一类高频初始成分，还发现了具有火山构造地震和低频事件双重特性的低频特征。我们认为当充满流体的岩石发生断层作用和流体流入裂隙时就会产生这些事件。这类波形在火山地震学中通常被称为混合事件。

图2 实验中观测到的具有代表性的波形。(a)在样品变形和破裂变形中观测到的与火山构造地震类似的高频事件。这些信号在频率为600 kHz(及高于600 kHz)时有一个最大功率分量，在低频时能量较低。(b)孔隙减压过程中观测到的低频事件。这些信号在约18～20 kHz时有一个峰值功率分量。参考常态化功率图，VT地震活动(a)的高频能量迅速上升，峰值出现在～0．14 ms，低频成分能量较小，高频成分衰减很快。然而，对于低频事件，没有明显的高频成分，低频成分衰减得很慢，最大能量出现在～0．6 ms

图3 沿样品的中心轴摄取的FESEM显微图。(左)实验解压阶段(阶段2)破裂区的AE定位。由于是低振幅信号，定位较稀疏，但仍有足够的数据显示定位是位于破裂损伤区内。(右上)附加的波形实例及其相应的定位。(右下)两个区域中(A和B)发生低频事件的微结构，显示了损伤区的空隙、波状裂缝以及夹点

为了研究定位的AE事件的显微结构起源，我们分析了变形和解压样品的场发射扫描电子显微镜(FESEM)成像。如图3所示，在样品的下半部分形成了一个复杂的损伤区，由两个主要的共轭断层控制。在解压阶段，AE事件主要位于这个损伤区里。两组AE事件群的详细定位意味着产生这些事件的流体沿着弯曲的路径流动，呈现出挤压和起伏特征。这些几何特征被认为是产生颤动事件的主要原因。FESEM观测表明，许多裂隙都充满了破碎和粉末状的岩石(图3，插图B)，在断裂的岩浆和黑曜石野外观测中也有类似报道。综观来说，这些观测表明当水热流体(水、蒸气、含尘气体和/或岩浆自身)流经已存在的裂隙网时，包括大型的断层以及与之相关的破裂损伤区，就产生了火山地区的低频事件(图3，图4)。

采用简单的粒径-频率比例关系，我们发现具有实验室尺度(dL)和频率(fL)标度(分别为50 mm和18～50 kHz)的低频事件测量结果可以外推应用到具有震源尺度(dV)和地震频率(fV)的天然火山地震数据中(分别是0.2～1 km和1～2 Hz)。AE遵循指数定律关系，正如野外尺度地震一样，允许采用相似的统计定律。根据文献资料，当低频事件和天然火山地震具有相同的尺度特征时，dL×fL=dV×fV。根据以上引用的测定结果，我们得出:dV/dL=4×103～20×103，fL/fV=9×103～50×103，具有很好的一致性。尽管稍微有些简单，这个一阶处理证实了我们的实验室数据与天然火山数据具有尺度比例性。同样，与火山物理过程相关的其它参数，如黏性(V)，也可以用这种简单方法进行缩放。分别设实验室孔隙水黏性和玄武岩火山石黏性为VL=10-3Pa.s，VV=102Pa.s，长度尺度dL=50 mm，dV=10 km(溢流喷发的常用数据)，我们得出:dV/dL=2×105，VV/VL=1×105，再次证实具有很好的一致性。

图4 (左、中)实验后的FESEM显微图，展示了典型的波状裂缝结构特征:扭结、压缩和粉状填充物。(右)基于实验室证据和Julian颤动模型得到的损伤区几何总体模型，补充信息源自Neuberg无震栓塞流模型。我们也观测到在损伤区里有粉状碎块，类似于Chouet假设、Tuffen和Dingwell在野外观测到的裂隙中的灰末。由于管道/裂纹的共振，由损伤区里的波动和扭结产生的任何非层流流动可能都被记录为低频地震事件，而我们的实验里，经常可以在低频AE事件位置发现这些特征

我们认为，在样品中记录到的低频AE事件作为单个触发点，触发了更长的低频尾波。单个低频事件的定位为这一假设提供了证据，它们不局限于样品损伤区的特定地点，显示出样品中不同的源。因此由触发群引起的低频颤动源有可能与通道有关。这可以用实验室尺度设备和简单的关系式来证明，即:速度 =fλ。已知通道长度(λ)为125 mm，压缩波速度范围从1500 m/s(水)到6000 m/s(未破裂的玄武岩)，则频率(f)为12～48 kHz。这与记录到的频率大约为20～50 kHz的共振具有很好的一致性。因此，我们的实验室数据也与下列结果相符，即野外证据、部分熔融的高温实验证据和模型证据。模型证据显示低频事件的产生是损伤区和通道内流体相互作用的结果。

(注:原文中图件均为彩图;参考文献略)

译自:Science，Vol.322，10 October，2008，249-252

原题:Laboratory simulation of volcano seismicity

(中国地震局地球物理研究所研究生 王小琼译;左玉玲 校)

(译者电子信箱，王小琼:wxq4526@163.com)

P315.8;

A;

10.3969/j.issn.0235-4975.2010.05.007

2009-11-24;

2010-03-20。