2. 中国科学院大学, 北京 100049
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
据统计,全球现存的全新世以来喷发至少一次的火山约有1500座,其中在人类历史上喷发过的火山约有550座(樊祺诚, 2005).生活在火山危险地带的人口约占全球总人口的10%,在过去的400年里,已有大约27万人丧生于火山喷发.火山喷发对人类的生命、财产造成了很大的威胁(刘若新, 1995),火山喷出的大量有害气体及火山灰进入高空会破坏臭氧层并导致全球气候变化,对生态环境造成了严重的影响,给人类带来了巨大的灾难.近期,Sigl等人(Sigl et al., 2014)对南极洲冰芯里的硫酸盐沉积通量的研究给出了过去2000年里对环境影响最大的十大火山喷发事件.其中,排名前三的分别是1257年印尼撒马拉斯(Samalas)火山喷发、1452年瓦努阿图库瓦(Kuwae)火山喷发以及距今最近的1815年印尼坦博拉(Tambora)火山喷发.撒马拉斯火山喷发严重影响了全球气候变化,使得全球进入小冰期,从而造成了饥荒和社会动荡;库瓦火山喷发也导致全球出现严寒气候.但与此同时,地球的形成和演化乃至生命的起源与演替也与火山活动息息相关,火山喷发把地球深部的物质带到地表,为研究地球内部的物质组成、演化历史以及运动规律提供了科学依据(杨清福和薄景山, 2007);火山活动雕塑了大自然,形成了或壮观或秀丽的火山景观,如日本的富士山、美国的黄石公园等;火山喷发的同时也为人类带来了丰富的金属及非金属矿产资源,火山岩可以作为建筑材料,火山灰可以使土地肥沃(樊祺诚, 2005);未冷却的岩浆房为我们提供了丰富的清洁能源-地热资源.所以从另一方面上说,火山活动促进了人类社会的发展和进步.由于火山活动的双面性,使得人们,特别是多火山国家和地区的科学家积极开展研究认识火山的成因、分布以及喷发机制,对可能发生的灾害性喷发进行预测、预报从而减轻火山灾害,最终达到充分开发利用火山资源而又最大限度地减轻火山灾害的目的(刘若新等, 1998).
火山在全球分布是不均匀的,按照成因及分布区域的不同大体上分为四类:洋中脊火山、俯冲带火山、热点火山以及大陆火山(樊祺诚, 2005).洋中脊火山主要分布在大西洋裂谷,冰岛是最具代表性的地区,分布有100多座活火山,火山活动极其活跃.俯冲带火山的典型代表是环太平洋火山带,它是世界上最大的火山带,全长四万余公里,分布有500多座活火山.热点火山的典型代表是美国的黄石公园和夏威夷岛,它是由软流圈或下地幔物质上涌形成的地幔柱并喷出至地表形成的.大陆火山中最具代表性的是横贯欧亚大陆的阿尔卑斯-喜马拉雅火山带,此外大陆上还存在一种与洋中脊火山相似的大陆裂谷火山,如东非大裂谷火山带.
世界上的多火山国家有印度尼西亚、日本、俄罗斯、美国、墨西哥、哥伦比亚、厄瓜多尔、智利、新西兰、肯尼亚、意大利和冰岛等.为了减轻火山喷发造成的灾害,这些国家较早的开展了火山综合监测.默拉皮(Merapi)火山是印度尼西亚活动性最强的火山,自1548年开始每隔几年便会喷发一次.默拉皮火山的地震观测始于1924年,在火山西翼部署的一台维歇尔地震仪对火山区的地震活动性进行监测,并发现在1930年11月火山喷发前地震活动性明显增强(Ratdomopurbo and Poupinet, 2000).埃特纳(Etna)火山位于意大利西西里岛东岸,是世界上最活跃的火山之一,自2007年以来发生过20余次喷发,造成了大量的人员伤亡.为了降低火山喷发造成的破坏,INGV (Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia)对埃特纳火山开展了包括地震、地变形、重力、磁法及岩石学等多方面的综合研究和监测.日本的樱岛火山近年来十分活跃,几乎每天都有小的喷发,是一座极易发生灾害性喷发的活火山,需要进行密切监测.樱岛火山监测站(Sakurajima Volcano Observatory)在该地区开展的地球物理监测包括:围绕火山口布设的短周期地震(1 s)台站进行地震观测、每隔两至三年利用LaCoste & Romberg重力仪进行精确重力测量.同时开展的其他监测包括:大地测量研究、地热测量、气体地球化学监测、岩石磁性测定等.
大量的监测记录表明,火山喷发之前或喷发期间都可以测量到地球物理场的变化.对火山区的地球物理监测通常包括地震观测、大地电磁观测以及重力观测等.其中地震观测的主要方法和依据如下:①由于岩浆在向上运移的过程中会造成围岩破裂产生微震,因此地震活动性的强弱可以反应火山活动的强弱.②由于岩浆处于“热”和“软化”的状态,表现为地震的低速区,因此可以利用人工源深地震测深以及天然地震接收函数和层析成像等对岩浆房从地壳浅部深至地幔转换带的空间展布进行研究.利用大地电磁测深对火山监测的方法和依据为:岩浆囊在电性上表现为低阻,大地电磁测深得到的电导率可用于火山活动性与岩浆囊的动态变化的研究,是探测火山区深部结构的有效方法.重力观测的方法和依据为:由于岩浆物质来自地幔,密度不同于地壳物质,当岩浆在地壳中运移时会产生几十至几百毫伽的微小重力变化(升高或降低),因此通过持续的重力测量可以获得活火山的岩浆活动状态(Carbone et al., 2007).
我国境内广泛分布的火山和火山岩可划分为两大区域(刘嘉麒, 1999):一是我国东部大陆边缘的火山群,属于太平洋火山链的一部分;二是位于青藏高原周边地区的火山群(图 1).我国新生代以来的火山活动经历了新近纪到第四纪初的消沉期,至早更新世中期-全新世期间的再度活跃,东部的科洛、五大连池、龙岗、大同、明溪、大屯、基隆、雷琼、腾冲以及青藏高原周边的阿什库勒火山群等在此期间均发生过大规模的火山爆发,同时这一时期也是著名的长白山火山形成的主要时期.全新世以来仍有火山活动的地区包括五大连池、长白山、台湾、腾冲以及西昆仑等地(刘嘉麒, 1999; 刘若新, 2000).我国缺少现代火山喷发,有记录的最近两次火山喷发分别是1903年的长白山火山喷发和1951年5月27号的西昆仑阿什火山喷发.
东北地区分布着我国半数的活火山(全新世以来喷发过的火山),是中国新生代火山活动最强烈的地区之一,其中最引人注目的是长白山火山.按照我国对火山活动性的分类(洪汉净等, 2007),长白山火山处于最高的危险等级,即危险等级为3级的处于活动状态的火山,处于扰动期以及由休眠向活动的转折期,表现出了活跃的前兆活动.长白山火山是我国最大的第四纪火山岩分布区,它位于我国与朝鲜交界处.在我国境内的部分包括著名的天池火山,东侧的图们江火山、西侧的龙岗火山以及南侧的望天鹅火山等(樊祺诚等, 2007).长白山火山位于距离日本海沟1000多公里的大陆内部,属于大陆火山的范畴.
长白山火山的早期研究主要为地层学、火山岩岩石学、年代学以及火山地质学.1992年,刘若新(刘若新等, 1992)通过对天池火山近代喷发的历史、规模以及喷发物类型的研究,提出天池火山是一座具潜在喷发危险的大型近代活动火山,从而拉开了对长白山火山开展系统研究和动态监测的序幕.从20世纪80年代以来,开展了包括地震活动性研究、大地电磁测深、人工源深地震测深、天然地震观测等多种地球物理观测,取得了从浅部结晶基底至地幔过渡带的多层次、多尺度的研究结果.本文通过收集长白山地区的地球物理观测结果,对天池火山的起源、岩浆系统分布和活动性等与火山活动密切相关的问题进行了探讨,对前人的研究成果进行归纳总结.
1 长白山火山活动地区的构造背景长白山天池火山位于我国吉林省东部中-朝边境,是我国最大的一座近代火山,也是我国最大的自然保护区之一(明跃红等, 2006).长白山天池火山区以天池为中心,周围大小数十个火山锥体和火山坑构成一个庞大的火山群.天池水面海拔高度为2189 m,水面面积9.82 km2,水深平均204 m,最深处可达373 m,蓄水总量20.4亿立方米,是世界上少见的高原火山湖(刘若新等, 1992).
长白山天池火山位于欧亚板块东部边缘的东北亚活动带,是环太平洋火山带上的一座活火山.它位于中朝地台的东北角,胶辽台隆的北端,北与吉黑褶皱系、西与松辽拗陷相接,恰巧在两类大地构造单元的接触部分(许满东等, 1988).从区域地质背景看,中国东北部处于岛弧-弧后盆地-大陆边缘这样一个特殊的地质环境.由日本岛弧海沟向西,太平洋俯冲带的前缘已达图们江-珲春裂谷带下约600 km深处(张立敏和唐晓明, 1983)中生代以来区内的构造线和火山带方向与大陆边界表现出很好的一致性,火山活动向着大陆边缘呈叠递式发展,且在与东北相邻的阿留申岛弧火山岩中发现与板块俯冲相关的18B核素异常(刘嘉麒, 1989).因此认为中国东北地区受到太平洋板块俯冲作用的影响,俯冲作用加剧了区内的构造和岩浆活动,板块运动对长白山火山的活动具有重要的影响.
长白山火山是由多次喷发筑成的层状复式火山,天池火山的喷发始于上新世,形成了最初的玄武岩盾,中、晚更新世形成以碱性粗面岩质熔岩和碎屑岩为主的火山锥体,全新世期间的爆破性喷发形成了碱流质、粗面质的火山碎屑堆积物(魏海泉等, 2004).更新世以后喷出的碎屑岩分布在天池的破火山口内壁、边缘及火山锥体的斜坡上(刘若新等, 1992).由于粗面岩的厚度以天池火山锥为中心向四周变小,熔岩地貌和现今海拔高度也是以天池为中心向外逐渐下降,所以天池火山的喷发中心实际上在中更新世就已形成,现今已是一个经历多次喷发的破火山口,其周围还分布有许多不同时期的次要喷发中心.区内古近纪以前的地层零星出露,新生代火山岩的分布范围东起合龙县崇善,西止抚松;北起安图县的松江,南到朝鲜境内.北部为兴安地层区,以古生界地槽海相碎屑-碳酸盐岩沉积为主.南部为华北地层区,前震旦系变质岩广泛发育,上覆地台型稳定浅海相的震旦系、寒武系、奥陶系及海陆交汇的石炭系、二叠系(段永红等, 2003).
2 不同活动阶段的地震活动与标志火山活动是岩浆系统与地球表面相互作用的外在表现形式,岩浆运移的持续时间与频率是确定岩浆系统结构的两个重要因素(Chouet, 1996).由于岩浆系统固有的不稳定性,因此火山活动是呈幕发生的,而这些幕可以通过地震活动性反映出来.火山地震学家通过对世界各地火山喷发前的地震活动性研究发现火山喷发前几乎都出现了地震活动性增强的现象(Latter, 1981; lahr et al., 1994; Bryan and Sheburn, 2003),这一发现使得地震学成为火山喷发预报的一个有效途径.依据火山地震的成因与在地震图上的差别(Minakani, 1974; McNutt, 1996; Chouet, 1996)火山地震可以分为四类:高频地震(Power et al., 1994)或火山构造地震(A型地震)、低频地震或长周期地震(B型地震),爆炸地震以及火山颤动.火山构造地震是固体成因的,是由岩浆在运移过程中造成围岩剪切破裂而产生的,通常发生在火山活动的早期,是火山重新开始活动的标志.不同于一般构造地震的主震-余震顺序,火山构造地震一般以震群出现,这些地震震级差别不大,能够识别出清晰的P波和S波,主频带范围约5~15 Hz.火山长周期地震以及火山颤动均为气体或液体成因,一般认为大多数的长周期地震与浅表的热液活动有关,深度较浅,主频范围约1~5 Hz.长周期地震与火山构造地震的持续时间相似,但特征频率范围与谐波特征不同.火山颤动一般被认为是岩浆气体在运移过程中产生的压力扰动造成的(McNutt, 1994),其特征为持续振幅的谐波信号,时间一般从几分钟到几天,有时还能达到数月之久.爆炸地震一般伴随着爆炸性火山喷发.不同类型的火山地震对应着岩浆活动的不同状态和阶段,因此区分和识别火山地震的不同类型有利于我们正确的认识岩浆的活动规律,从而达到预测火山爆发、降低火山灾害的目的(明跃红等, 2006).
为了密切监测长白山火山的地震活动性,我国早在20世纪80年代起便开始在天池周围进行季节性的流动观测(表 1、图 2),1996年5月开始长白山火山监测站的建设(张恒荣和刘国明, 2004),并于1999年7月投入使用.当时建成的台站包括一个固定台站以及五个进行季节性观测的子台站,台站分布在距天池火山口1~25 km的范围内.“十五”期间对长白山火山监测站进行了改造和扩充,在距天池火山口15~50 km的范围内新增五个子台站(刘国明等, 2011).此外,为了弥补火山监测站台网密度较低的缺陷,国内一些学者在这一区域开展了密集流动台阵研究(吴建平等, 2003, 2005, 2007; 明跃红等, 2006),取得了更为可靠的地震定位效果.
火山区的地震活动研究通常包括以下几个方面:①对火山地震的发生频次进行分析,对火山的活动性进行初步判断;②对火山地震进行频谱分析和时频分析,确定火山地震的类型,从而了解火山活动的阶段;③对小震震群进行分析,从而确定岩浆活动较为活跃的位置和深度.通过对长白山火山近30年的地震观测,我们得出了以下认识:
(1) 长白山火山的活动性大体分为三个阶段(谭雨文等, 2011):2002年6月之前处于相对平静的状态,火山地震年平均几十次,火山活动较弱;2002年7月开始进入相对活跃的状态,2003年发生超过千次的火山地震,地震活动性达到顶峰,岩浆活动频繁;之后便开始趋于平静,2005年8月恢复到2002年之前的水平(图 3).
(2) 对火山地震的频谱分析和时频分析表明(刘国明等, 2011),其绝大多数频率范围仍在5~15 Hz之间,即符合火山构造地震的特征,少数记录由于介质结构的影响表现出的低频特征不属于长周期地震的范畴,因此火山活动仍处于早期阶段,短期内喷发的可能性较小.
(3) 利用密集流动台网提高定位精度对火山地震及小震震群的研究表明(吴建平等, 2003, 2007),火山地震主要分布在天池的西南至东北一线,推测可能与深部岩浆活动导致的局部断裂有关.震群活动主要分布在天池西北侧,深度小于5 km,综合考虑地表形变、地球化学异常等因素,推断可能与5 km左右深度的岩浆热液活动与岩浆增压相关.
3 长白山火山区的电性结构分析地球的电导率(或电阻率)能够反映地球内部的温度、流体、熔融以及是否存在挥发组分等性质,是了解地球内部状态的重要参数之一.岩浆囊在电性上表现为低阻,因此可以通过大地电磁测深的方法进行识别,世界上许多多火山国家都开展了火山区的大地电磁方法研究,如意大利的Etna火山通过大地电磁研究发现火山下方不仅存在低阻岩浆囊,而且存在高阻的正在冷却的岩浆通道(Manzella and Zaja, 2006;Siniscalchi et al., 2012).日本的Unzen火山自1990年11月爆发后就开展了广泛的大地电磁研究,按照电阻率的变化特征火山下方可分为四层,分别为表层的高阻层,几百米深度的富水低阻层,另外一层高阻物质以及10 km深度处的低阻层,并认为第四层低阻层与火山活动相关(Kagiyama et al., 1999).我国首次以研究火山深部结构为目的开展的大地电磁研究始于1995年(汤吉等, 1997).此后,镜泊湖、五大连池等地也相继开展了火山区大地电磁研究(詹艳等, 1999; 朱仁学等, 2001),并取得了丰硕的研究成果.
火山区大地电磁研究的常用方法及处理细节如下:
(1) 人工选图,剔除一些近场干扰明显的信号,挑选出信噪比较高的记录进行后续分析计算,能够有效的提高资料质量,是一个不可或缺的步骤.
(2) Robust技术是一种大地电磁资料处理中提高有效信号,压制噪声和干扰的方法,通过加大数据中符合高斯分布的数据权重,减小“飞点”权重从而达到提高资料质量和可信度的目的(江钊等, 1993).
(3) 当二维构造背景上存在比电磁波趋肤深度小的异常体时,会造成局部电流畸变,因此需要消除局部异常体的影响.阻抗张量分解的方法可以消除浅部局部异常造成的电流畸变,使资料能够更好的反应区域异常(Bahr, 1988).
(4) 电测测深的二维偏离度(Skewness)能够反映地下介质的电性结构维数特征,定义公式为
(1) |
其中,Zxx、Zxy、Zyx、Zyy分别表示阻抗张量的四个分量.介质的维数特征是通过S的取值范围反映的,具体的对应关系如表 2所示.
(5) 磁感应适量D是由传输函数构成的,而传输函数是由磁场垂直分量与水平分量之间的关系给出的[见公式(2)、(3)].因此,D可以灵敏的反应地下结构的不均匀性(汤吉等, 1999),其大小表示不均匀程度,方向指向高阻,因此可以用于大体圈定低阻岩浆的位置,确定其展布方向等.其探测深度由周期决定,周期越大探测深度越大(汤吉等, 1997).公式(2)和(3)为
(2) |
(3) |
(6) 对资料进行一维反演得到电阻率-深度图,可以对地下异常体的深度范围及位置进行估计,处于熔融状态的岩浆是低阻体,因此可以在电阻率-深度图上体现出来.二维反演一般选择与异常体走向垂直的测线进行,这样可以更好的由二维结构近似.由于二维反演不仅利用了视电阻率资料而且利用了相位资料(Smith and Booker, 1991; Wu et al., 1993),因而能够给出更可靠的结果,从而更准确的了解低阻体的空间展布.
通过对长白山地区自1995年以来的大地电磁测深资料的研究,我们得到了以下认识(汤吉等, 1997, 2001; 仇根根等, 2014):
(1) 所有剖面的二维电阻率-深度图均显示地下十几公里至四十到六十公里不等的深度存在低阻异常,推测为地下岩浆囊.
(2) 从磁感应矢量的方向可以确定出岩浆囊的大致轮廓,可以看出岩浆囊大体呈北北东-南南西方向展布,因此东西向宽度较窄约为5 km,南北向宽度较宽约为25 km.
(3) 垂直方向上岩浆囊呈下窄上宽的形态,岩浆呈向上扩散、向下延展的趋势,因此岩浆囊下方可能存在深部补给.
(4) 地表浅层1~5 km存在四个低阻异常,其中两个与地表温泉位置吻合,另外两个推测与地下热水聚集有关,由于区内存在多处断层,因此地表温泉应该是深部热量通过断层传到地表的表现.
4 长白山火山活动地区精细地壳结构人工源深地震测深(Deep Seismic Sounding)又称为深部地震宽角反射和折射,是进行浅部基底结构以及深部地壳精细结构研究的重要地球物理探测方法之一.由于人工源深地震测深震源位于浅表,其震源位置、爆破时间、震源当量、接收系统等均为已知,因此通过正演模拟计算可以极大的降低反演结果的非唯一性.这一方法最早由苏联地球物理学家甘布尔采夫(ГамбурцевГ)于1948年提出(ГамбурцевГ, 1952),之后被应用到苏联和东欧等地的地球物理勘探研究中.这一方法在我国较大规模的应用可以追溯到20世纪70-80年代开展的对青藏高原和华北及其邻域的研究(滕吉文, 1974),并取得了对这些区域深部构造以及深层动力过程的基本认识(滕吉文等, 2010;司芗等, 2014).
人工源深地震测深中的可能出现在波场记录中的地壳震相及其特点如表 3所示:
处于液态或“软化”状态的岩浆在人工源深地震测深中表现为低速异常,因此可以通过得到的波场信息获取火山下方及其邻域的地壳、上地幔速度结构,从而判断火山下方是否存在岩浆系统及其分布的深度和范围等.全球多个火山地区均开展过人工源深地震测深研究,如印度尼西亚的默拉皮(Merapi)火山(Wegler and Lühr, 2001)、日本的浅间山(Asama)火山(Yamamoto and Sato, 2010)及英国的蒙特塞拉特(Montserrat)火山等;我国的长白山火山地区也开展过以深入了解天池火山系统为目的的人工源深地震测深研究.1998年8-9月期间,中国地震局地球物理勘探中心以天池火山口为中心,在长白山火山区及邻区布设了4条深地震测深剖面和一个三维台阵的观测系统(张先康等, 2002; 张成科等, 2002),对长白山火山区及其邻区的结晶基底及地壳精细结构进行研究(图 4).
研究区的地质构造图和深地震测深剖面图如图 4所示.四条剖面中距天池火山口较近的两条近南北(L1)和近东西(L2)方向的剖面为主剖面,起着控制火山区构造研究的作用,L1右侧的L3剖面和左侧的L4剖面为辅助剖面.三维透射台阵围绕天池火山口布设,分布范围为56 km×81 km,用以对火山口下方的岩浆系统进行三维成像(段永红等, 2003).利用这一深地震测深系统对长白山天池及其邻域的结晶基底及地壳精细结构得出的认识如下:
(1) 通过对Pg波资料的反演,得到该区结晶基底的特点有:①研究区南部和北部表层速度存在差异,北部约为3.3 km/s,南部则大于3.6 km/s,这主要反映了南、北部沉积物质的不同,南部以中、新生代火山岩为主,而北部以中生代陆相沉积为主.②结晶基底深度大多在2~3 km之间,天池火山口附近最深达4 km左右,可能是火山口大量的火山碎屑物质堆积造成的,松江附近深度最浅,约为1.5 km.③研究区基底以上速度横向变化总体不大,少数变化剧烈的地区均对应地表断层(段永红等, 2003).
(2) 研究区北部地壳厚度较浅为33 km,向南缓慢增厚,从松江镇开始厚度急剧增加至天池火山口下方最厚达39 km (张成科等, 2002).地壳内的岩浆分布在纵向上可划分为三个层次(张先康等, 2002):9~15 km为岩浆分布的主要位置,走向近南北,在速度剖面上表现为低速,说明岩浆处于“热”的和相对“软化”的状态,因此可以认为岩浆为“活动”的;15 km至下地壳岩浆分布范围逐渐缩小,推测为通向上地幔或更深部位另一个岩浆房的传输通道;9 km以上的高P波速度异常可解释为冷却残留的的岩浆系统,它的分布范围大概集中在火山口稍偏北的位置,呈南北方向分布.
5 长白山火山区的天然地震壳、幔结构天然地震的能量巨大,产生的地震波能够穿透整个地球内部到达地表并且传播到距震源很远的地方,为我们带来了有关地球内部物质组成、结构、运动与状态的丰富信息.地震学是以观测地震波为基础的科学,20世纪80年代以来宽频带数字地震台网、流动台阵观测技术不断完善和发展,为我们积累了丰富的地震波形资料.观测技术的发展极大的促进了天然地震数据处理技术的发展,层析成像和接收函数的方法便是其中应用比较广泛的两种地震成像方法.
5.1 地震层析成像与三维速度结构地震层析成像利用人工震源(爆破、震动车)或天然震源(地震)产生的大量相互交叉的地震射线进行地球内部的三维速度结构成像(Zhao, 2001).根据研究所用的震相,层析成像可以分为面波层析成像和体波层析成像;根据研究区域的尺度范围,可分为地区(Local)、区域(Region)和全球(Global)层析成像.根据震源是否在研究区内,体波层析成像还可以进一步进行划分,一种是利用远震研究台网下方壳、幔结构,另一种利用研究区内的地震研究区内的局部速度机构,以及利用全球地震得到全球速度结构.不同的研究尺度对应不同的分辨率和不同的研究深度,多种层析成像方法的应用可以得到对研究区更加立体、更加全面的认识.由于液态的岩浆在层析成像的方法得到的三维速度模型中表现为低速异常,因此可以通过层析成像的方法推测火山区的深部成因,岩浆运移的通道以及聚集的位置等信息.国外火山区的层析成像方法展较早,1991年Hasegawa (Hasegawa et al., 1991)利用层析成像的方法研究了东北日本岛弧的深部结构,并分析了地震活动与火山活动性的关系;在我国,长白山火山地区的地震观测开展较早,1998年6-9月间中国地震局地球物理勘探中心与美国纽约州立大学吴大铭教授的研究团队在长白山地区布设了19个地震台站组成的流动地震台阵(Wu and Hetland, 1999),此后长白山火山区的流动台站观测陆续展开(Lei et al., 2013).
下面对层析成像方法在长白山天池火山研究中取得的研究成果(雷建设和赵大鹏, 2004; Lei and Zhao, 2005; 杨卓新等, 2005; Duan et al., 2009; Zhao and Liu, 2010; Tang et al., 2014; 张风雪等,2014)进行简要介绍.
图 5给出的两条经过长白山地区的层析成像速度剖面取自赵大鹏在2001年综合利用多种震相,并考虑地幔410 km、660 km间断面形态、起伏的影响得到的全球三维速度模型(Zhao, 2001).全球层析成像网格间距为5°×5°,分辨率较低,仅能得到一个大概的轮廓,但是从中可以清晰的看出成像为高速异常的太平洋俯冲板块前端已经到达长白山火山下方,并且滞留在地幔转换带中.此外,速度剖面还显示长白山火山下方呈现出很强的低速异常,位于滞留的太平洋板块之上.由于在全球层析成像中采用了较大的网格间距,因此分辨率较低,仅给出了一个大概的轮廓.
图 6给出了利用布设在长白山地区的流动地震台阵记录到的远震P波到时,通过区域层析成像的方法得到的地壳、上地幔三维精细速度结构,网格间距为2°×2°,火山区下方速度异常成像更为精细.从图中可以看出区域层析成像结果与全球层析成像结果在火山区下方上地幔及过渡带表现出了相似的特征,即高速的太平洋俯冲板块上方均存在速度较低的异常物质.该异常物质呈柱状,宽约200 km,向下延伸至400 km左右(雷建设和赵大鹏, 2004, 2013),柱体的倾斜结构可能与其他火山相关.综合区域及全球层析成像的结果,并结合长白山火山的地理位置、太平洋板块的俯冲过程(Ichiki et al., 2006)及岩石学实验研究结果(Thompson, 1992),推测长白山火山是一种与太平洋板块的俯冲、深部脱水引起的软流圈热物质上涌造成大陆岩石圈破裂等过程相关的弧后板内火山(Zhao et al., 2004; Lei and Zhao, 2005;Zhao and Liu, 2010; Lei et al., 2013).
近期,Tang等(Tang et al., 2014)利用中国地震局在东北地区布设的约140个固定台站以及127个国际合作流动台站(NECESS Array)得到的最新数据,采用S波和P波层析成像的方法得到了长白山火山下方的三维地震成像.据此成像结果并结合前人在长白山火山地区以及其他陆内火山地区的研究成果(Zhao et al., 2009; Li and Van Der Hilst, 2010)给出了如图 7所示的火山成因机制.该低速异常从660 km以下延伸至长白山火山下方的地表,该研究认为该异常代表热的岩石圈地幔物质,它是通过太平洋滞留板块在向下俯冲过程中夹带的下地幔热物质从板片缝隙逃逸并上涌形成的.
以上对长白山火山成因机制的研究和解释虽略有差异,但都表明长白山火山的形成与俯冲并滞留的太平洋板块密切相关,即长白山火山下方的岩浆系统一直延续到地幔软流圈.
5.2 接收函数的基本特征天然地震接收函数方法(Langston, 1979)利用近垂直入射的三分量远震记录,在等效震源假定的前提下,通过水平分量对垂直分量的反褶积去除来自震源和传播路径的影响,得到包含台站下方地壳、上地幔间断面Ps转换波及多次反射波信息的地震波列.随着全球数字化台站的不断增加,接收函数的方法已经成为研究地壳、上地幔结构的有效工具.S波速度受介质热状态影响较大,低的S波速度意味着介质处于“热”的状态,因此S波速度结构可以用来推测研究区壳、幔的热状态.由于接收函数波列中包含的转换波是研究台站下方局部区域S波速度分布的理想震相,因此被大量的应用于火山区构造的研究.我国多个火山区都开展过接收函数研究,如五大连池火山(贺传松等, 2003)、镜泊湖火山(段永红等, 2005a)、腾冲火山(He et al., 2004)等.此外,国内许多学者也在长白山火山地区开展了接收函数研究(Ai et al., 2003; 段永红等, 2005b; 吴建平等, 2009; Wu et al., 2009).
对长白山天池火山区应用远震P波接收函数的方法得到了以下认识:
(1) 天池火山区地壳内部存在S波低速异常,在火山口附近异常体顶部埋深约为10 km左右,接收函数H-Κ(Κ=VP/VS)扫描结果显示距天池越近VP/VS值越大,这一现象反映火山口下方附近可能存在部分熔融(段永红等, 2005a).
(2) 天池火山口附近的CBS台站下方壳内的低速物质分布表现出随方位角的变化,火山口南部较厚约为4~5 km,同时Moho面的形态显示火山口南部有所抬升,因此推测这一部位存在与火山作用相关的壳、幔物质的交换通道(吴建平等, 2009).
(3) 火山区S波速度结构显示:天池火山下方存在岩石圈增厚、软流圈减薄以及上地幔S波速度降低等特点,表明上地幔存在高温物质,因此推测天池下方的岩浆系统已经延伸至地幔软流圈.
(4) 火山口下方410 km、660 km间断面上隆,地幔过渡带厚度接近全球平均水平的250 km,但过渡带内部结构较为复杂,且660 km间断面表现为复杂的多界面结构,以上表明俯冲的太平洋板块前端已经到达长白山火山区下方,但板块俯冲的形态仍存在一些争议(Kamiya et al., 1989; Yamanaka, 1993; Zhao et al., 1994; Fukao et al., 2001; Zhao, 2004).
6 火山区的重力测量除上述各种监测方法之外,重力测量也是火山区岩浆活动状态监测的一种有效途径,由于岩浆物质来自地幔,与地壳围岩存在密度差异,表现为正的重力异常,如图 8中第一种情况所示.因此岩浆物质在运移过程中会在地表产生重力值的微扰动,通过在火山口不同方位、不同距离布设重力台站可以用来监测地下岩浆在一定范围内的动态活动.
我国还未在火山区进行过大规模的重力测量,但国外一些地区已经在较活跃的火山地区开展了重力监测,如意大利的Etna火山和美国的冒纳罗亚冒(Mauna Loa)火山等.冒纳罗亚火山是夏威夷火山国家公园内的一座活火山,位于美国夏威夷州的夏威夷岛上,火山区开展的地球物理监测包括重力测量和地震监测.图 9a为重力检测仪及地震台站的分布图.距今最近的一次喷发发生在1984年3-4月期间,该火山在1984年喷发前后进行了连续三个月的重力监测,重力检测仪记录的火山喷发前后的重力变化如图 9b所示.
图 9b表明,喷发前后三个台站均测量到了明显的重力值的变化,距火山口较远的两个台站ML-8、C-1重力值较ML-1先产生扰动,说明岩浆物质可能从东南方向向火山口运移.火山开始喷发之后距离火山口最近的ML-1台站重力扰动最为剧烈,C-1次之,离火山口最远的ML-8台站变化最为平缓,这表明喷发前后岩浆活动主要集中在火山口附近,喷发结束之后三个台站的重力值均趋于平稳,岩浆活动逐渐减弱.这一实例表明火山区重力测量可以较为精确的反映地下岩浆活动,是一种有效的监测火山活动的地球物理方法.
7 结语 7.1本文系统综述了火山区地震活动性观测、大地电磁测深、人工源深地震测深、天然地震接收函数和层析成像研究以及微重力监测对岩浆起源、分布以及活动状态的响应.并阐述了上述方法(重力监测除外)在长白山火山区的应用和取得的研究成果及认识.通过综合地球物理观测,我们得到了长白山火山区的地震活动性以及从地壳至地幔的速度结构、电磁特性等深部物理场特征.
7.2由火山区的深部物理场特征,我们得到的认识有:1)长白山火山区经历了2002年7月-2005年八月的扰动期,目前岩浆活动处于正常水平;2)火山下方地壳内的低速体推测为地壳岩浆房,大地电磁测深和人工源深地震测深给出了低速体的形态和分布;3)长白山天池火山下方结晶基底内存在的低速异常对应地表温泉和地表热液活动;4)天然地震观测显示长白山火山下方存在延伸至上地幔的低速异常,由于西太平洋俯冲板块前方已经达到火山区下方并滞留在地幔过渡带中,推测长白山火山的形成与俯冲并滞留的太平洋板块密切相关,且其岩浆系统一直延续到地幔软流圈.火山区的综合地球物理监测对厘清火山区岩浆分布、活动状态以及可能发生的灾害性喷发等与人类生命财产安全息息相关的问题有着重要的作用,积极、持续的开展的火山区综合地球物理监测是十分有必要的.此外,开展火山作用的试验模拟,建立火山灾害预警系统以及制定火山灾害应急预案,必然能够最大程度的降低火山灾害对人类生命财产安全造成的威胁.(杨清福和薄景山, 2007)
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