CC BY
111
Сер. 4. 2008. Вып. 2
ВЕСТНИК САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
УДК 535.5
Л. С. Ивлев, А. С. Колосов, С. Н. Терёхин
ЭРУПТИВНЫЕ ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ:
МЕХАНИЗМЫ И ХАРАКТЕРИСТИКИ
Введение. Вулканы, выбрасывая в атмосферу колоссальное количество газов, дыма и вулканического пепла, являются мощными источниками пылевой материи. Их активная деятельность поддерживается за счет внутренней энергии Земли. Поток земного тепла наружу составляет в среднем 0,06 Вт • см-2, что соответствует мощности тепловыделения по всей Земле, равной 3, 2 • Ю10 кВт [1, 31], из которого приблизительно 3% выделяется при извержениях вулканов. Существует примерно 800-900 вулканов, которые можно считать активными. Ежегодно извергается примерно 20-30 вулканов, выбрасывающих в атмосферу около 3 • 10е тонн пепла (по другим оценкам - 107 тонн).
За время существования Земли среднее количество пепла, выпавшего на ее поверхность, составляет 30 т • см-2, что соответствует толщине слоя 10 км(!) Следовательно, формирование земной поверхности и ее физико-химические свойства в значительной степени обусловлены вулканической деятельностью [30].
По современным представлениям причиной вулканических извержений является высокое давление растворенных в магме газов [39]. Удерживаемое верхними слоями земной коры, оно вызывает резкое расширение газов в зонах пониженного давления в земной коре: в местах раздела отдельных плит, плавающих на магме, в трещинах в земной коре и в местах пониженной толщины твердого поверхностного слоя коры. Вырывающиеся наружу газы, ускоряясь, увлекают магму, приводят к большим напряжениям в твердом материале земной коры, окружающем трещину, и возможному разрушению земной коры. При этом движение газа носит взрывной характер и создает извержение. Газ увлекает за собой магму и твердый материал земной коры, выбрасывая все это в виде пепла, пыли и камней. После извержения магма под действием внутреннего давления вытекает наружу через образовавшееся в земной коре отверстие и замедляет свое движение при увеличении вязкости. Если в магме, подходящей к месту извержения, успеет скопиться газ, то извержение может повториться. Если же этого не произойдет, то вулкан будет бездействовать до тех пор, пока снова не появится возможность выхода наружу для газов, скопившихся в магме [29].
По характеру выброса материала на поверхность Земли следует отметить два принципиально разных типа вулканических извержений: интрузивный и эксплозивный. Интрузивный тип характеризуется относительно спокойным и длительным выдавливанием магмы через разлом коры, сопровождающимся слабыми взрывами, которые вызваны, вероятно, попаданием воды в жерло вулкана. Для эксплозивных вулканов характерны сильные выбросы вулканического материала вертикально или наклонно вверх в атмосферу до 30 км и более, а также присутствие в выбросах большого количества воды (от 80 до 95% по массе от всего выброшенного материала) [29-31].
Мощные вулканические извержения эксплозивного типа вносят существенный вклад в изменчивость оптических характеристик атмосферы и, следовательно,
© Л. С. Ивлев, А. С. Колосов, С. Н. Терехин, 2008
Рис. 1. Связь количества солнечных пятен с запыленностью атмосферы в результате вулканических извержений [31]
в глобальные изменения климата [2. 10. 42. 44]. Газо-пепловое облако поднимается при извержении на огромную высоту (Кракатау до 60 км. Эль-Чичон до 37 км) и оседает только через очень продолжительное время. Выброшенный в стратосферу вулканический материал по актииометрическим наблюдениям существует в ней более года. Например, облако вулкана Кракатау осело только через три года, а облако Эль-Чичона наблюдалось в Италии и Японии через полгода и вызвало понижение температуры в северном полушарии па 0. 5° в течение трех лет. Для климатически значимых извержений эксплозивного типа можно полагать в среднем, что вулканические частицы вместе с газами вулканического происхождения поднимаются в атмосферу на высоту более 20 км. и самые мелкие частицы могут существовать в стратосфере на протяжении нескольких лет [26]. Первичные пылевые частицы опускаются до тропосферы за несколько месяцев в зависимости от размеров частиц и высоты их выброса. Более длительно наблюдаемая заму тленность стратосферы обусловлена, в первую очередь, продолжительными процессами образования аэрозольных частиц очень малых размеров из газовой фазы вулканического материала (сернистый газ. водяной пар. хлориды, оксиды азота и др.). Сернистый газ. выбрасываемый в стратосферу (~ 10" т/год), вступает в химические и фотохимические реакции с различными газовыми и аэрозольными компонентами атмосферы, в результате чего образуются новые аэрозольные частицы сернокислотные и сульфатные. Аналогичные процессы происходят и с оксидами азота.
Кроме того, еще одной причиной длительного существования аэрозольного материала в высоких слоях атмосферы являются последовательные извержения одного или нескольких вулканов после первого мощного извержения. Наиболее сильными извержениями современности были извержения вулканов Эль-Чичон (март 1982) и Пинатубо (июнь 1991) с разницей во времени 9 лет [24]. Обнаруживается определенная связь между солнечной активностью количеством солнечных пятен и извержениями. На рис. 1 приведены данные за период 1970 2003 гг. по количеству солнечных пятен и величине обратного аэрозольного рассеяния в атмосфере, обусловленного извержениями вулканов Эль-Чичон и Пинатубо [31].
Лидарные измерения коэффициентов обратного рассеяния (м-1 • стер-1) на длине волны 694 нм. проведенные в Западной Европе, показали резкое увеличение аэрозольной компоненты в периоды этих извержений длительностью по три года. Детальный анализ вариаций суточных значений интегрального коэффициента обратного аэрозольного рассеяния во время этих извержений показывает, что при этом наблюдалась высокая вспышечная и геомагнитная активность (геомагнитный индекс Бб! > 100 нТ).
вулкан Сант-Хосе, вулкан Эль-Чичон,
США Мексика
Рис. 2. Вариации суточных значений интегрального коэффициента обратного аэрозольного
рассеяния па длине волны 694 им и геомагнитный индекс Dst >100 пТ [31]. Часть I
а. главное, первому извержению предшествовало сильное извержение вулкана Сент-Хеленс (май 1980). а второе сопровождалось мощным извержением вулкана Худсон (август 1991) (рис. 2 и 3) [31].
Соотношения концентраций разных элементов в аэрозолях по-разному связаны с состоянием земной коры в ближней зоне вулкана и в удаленных от него областях поверхности Земли.
Обнаружено, что дисперсность аэрозолей резко увеличивается перед извержением вулкана: размер частиц в аэрозолях перед этим катастрофическим явлением изменяется увеличивается доля фракции с размерами 7 10 мкм по сравнению с долей фракции ~ 0. 2 мкм в спокойное время [8 10]. Причем, по данным рентгено-флюоресцентного анализа резко возрастает доля элементов, характерных для глубинных пород, а масс-спектрометрический анализ показывает, что вода составляет 95% от всех газов вулканического происхождения [29. 30. 18]. На вязкость магмы влияет содержание в ней воды, заметно ее уменьшая, также как увеличение температуры и щелочности материала. уменьшение в ней доли 810-2 и А^Оз, магма с больших глубин менее вязка. В работах В. Л. Сывороткина [36]. а также других авторов [20 23. 33] утверждается факт достаточно интенсивной эмиссии ряда газов из недр Земли. Возможно, часть этих газов образуется в результате реакций вещества магмы с водой [40].
Эксплозивные вулканы, в основном, расположены на островах или вблизи побережья океана, часто недалеко от них проходят подводные разломы земной коры. По общепринятым представлениям морская вода по трещинам в молодой коре проникает в недра, смешивается там с магмой, насыщается химическими элементами и. разогретая до высоких температур, извергается из жерл «черных курильщиков» на дне океана [23. 39].
Рис. 3. Вариации суточных значений интегрального коэффициента обратного аэрозольного рассеяния па длине волны 694 им и геомагнитный индекс Dst > 100 пТ [31]. Часть II
Следовательно, океанические воды должны проникнуть вглубь Земли не менее, чем на 10 км, преодолевая сопротивление более 1000 атмосфер. Это нереально при спокойном состоянии земной коры, также как и капиллярное проникновение воды. Должна быть область пониженного давления, образующаяся при быстром раздвижении коры, куда может врываться поток океанской воды. И должен быть канал для ее прохождения. Если он не заполнен водой, то давление в нем при проникновении атмосферного воздуха с глубиной будет медленно возрастать от 1 до примерно 8 атмосфер. В случае возникновения вакуумной полости этой проблемы ие существует.
Понятно, что воды океана с глубин больше 100 метров могут проникать в иедра Земли, как в случае газовой атмосферы (связь с атмосферой Земли), так и при возникновении вакуумной или квазивакуумиой полости, по трещинам молодой коры, при этом они дополнительно насыщаются минеральными веществами, разогреваются и снова возвращаются в океан через гидротермальные источники. Обычно вулканические образования находятся в зонах относительно медленного раздвижения блоков земной коры. Можно предполагать, что должны быть и случаи быстрого «катастрофического» раздвижения участков коры.
Химический состав вулканического вещества. Эксплозивные вулканические извержения являются источником многих малых газовых компонентов (МГК) и аэрозолей в атмосфере, причем механизмы образования аэрозолей как вторичного продукта газофазных и других реакций весьма разнообразны. Так выполненные Ф. Сан-соне и др. [48] наблюдения вблизи береговой линии, около вулкана Килауэа (Гавайские о-ва), обнаружили в вулканическом аэрозольном шлейфе МГК, образующиеся
при взаимодействии воды и поступающей в океан вулканической лавы. Анализ нормированных по отношению к составу гавайского базальта значений концентрации МГК шлейфа выявил наличие линейной «лог-лог» (в двойной логарифмической шкале) связи концентрации и коэффициентов выбросов (как индикаторов летучести). Нормированные значения концентрации аэрозоля коррелируют с соответствующими значениями для растворенного фумарольного газа от вулкана Килауэа, а также для фумароль-ных конденсатов, поступающих от вулканов Кудрявый и Мерапи (несмотря на различие механизмов трансформации элементов в газовую фазу). Приближенные оценки региональной скорости осаждения на поверхности океана Си, Сс1, N1, РЬ, Мп, Ъп, Бе п Р привели к значениям, превосходящим фоновые скорости более, чем в 50 раз. Таким образом, вулканы могут быть важными источниками не только токсикантов, но и биогенов для окружающего их океана. Однако маловероятно, что это может порождать существенные воздействия на глобальную экосистему даже при большом поступлении лавы в океан.
Особое значение, как климатический фактор, имеют вулканические извержения в качестве источников сульфатных аэрозолей. Так, например, в результате происшедшего 14-16 июня 1991 г. самого мощного и эффективного по своему воздействию на радиационные характеристики земной атмосферы за последнюю половину 20 века взрывного извержения вулкана Пинатубо на Филиппинах (15,1° с.ш.; 120,4° в.д.) в стратосферу (на высоту до 30 км) было выброшено 14-26 Мт газообразного БОг [18, 24, 43]. При постоянной времени около 35 суток произошло быстрое превращение БОг в сернокислотные аэрозоли Н2804/Н20, масса которых достигла примерно 30 Мт. Основная часть вулканического облака быстро перемещалась на запад и через 3 недели после извержения полностью опоясала земной шар. В течение примерно двух недель существенная часть облака пересекла экватор и достигла широты ~ 10° ю.ш. В период первых 1-2 месяцев основная масса аэрозольного облака была сосредоточена в полосе широт 20° ю.ш. - 30° с.ш. и, таким образом, сформировался тропический резервуар аэрозольного вещества, оказавшийся под сильным воздействием квазидвухлетних колебаний (КДК). Этот резервуар оказывается устойчивым или нестабильным в зависимости от фазы (восточной или западной) КДК (извержение произошло во время восточной фазы, и поэтому тропический максимум слоя эруптивных аэрозолей был устойчивым; только через 3-4 месяца аэрозоли стали распространяться в средние широты южного полушария). На высотах менее 20 км происходило сравнительно быстрое перемещение аэрозолей в средние и высокие широты северного полушария. Через разрывы в тропопаузе и посредством гравитационного осаждения осуществлялось поступление аэрозолей из стратосферы в тропосферу. Глобальная масса сульфатных вулканических аэрозолей достигла максимума в октябре 1991 г., а затем уменьшалась в е раз примерно за 1 год.
X. Лиу и Д. Пеннер [45] выполнили численное моделирование трансформации эруптивных аэрозолей в глобальных масштабах с помощью разработанной в Ливер-морской лаборатории (США) модели 1.1.XI. !.\1Р.\СТ. в которой были учтены как химические процессы, так и перенос при воспроизведении метеорологических условий с использованием 46-слойной модели общей циркуляции атмосферы (пространственное разрешение 2° широты на 2,5° долготы), разработанной в Годдардовском центре космических полетов. Анализ результатов моделирования показал, что они достоверно воспроизводят формирование тропического резервуара аэрозолей в полосе широт 20° ю.ш. - 30° с.ш. через несколько месяцев после извержения и согласуются с характеристиками распространения аэрозолей, полученными по данным
спутника БАСЕ-П. По данным о глобальном распределении эруптивных сульфатных аэрозолей были рассчитаны скорость однородной нуклеации ледяных частиц из аэрозолей Н2 Б04 /Н2 О ((число замерзающих частиц аэрозолей) /см3 • с) в нижней стратосфере и верхней тропосфере. Полученные результаты сопоставимы с аналогичными данными для выбросов природных и антропогенных сульфатных аэрозолей вблизи земной поверхности.
Большие значения скорости нуклеации характерны (в случае вулканического аэрозоля) для слоя вблизи экваториальной тропопаузы и вообще вдоль тропопаузы (на «дне» главного вулканического аэрозольного слоя) в течение первого года после извержения. В случае эксплозивных аэрозолей скорость нуклеации гораздо больше, чем для сульфатных аэрозолей от наземных источников, но в течение второго года после извержения скорости нуклеации становятся сравнимыми. Таким образом, вулканические аэрозоли могут оказывать существенное воздействие (посредством однородной нуклеации) на условия образования перистых облаков и их глобальную эволюцию. Для получения надежных оценок требуется осуществить численное моделирование с учетом микрофизики и динамики перистых облаков.
В период 1974-1981 гг. в аэрозольной лаборатории НИИФ ЛГУ неоднократно проводились измерения аэрозолей приземного слоя атмосферы вблизи действующих вулканов Камчатки (Толбачик, Ключевской, Горелый, Карымский, Мутновский), а в 19941995 гг. проводились комплексные исследования аэрозолей, сернистого газа и озона вблизи действующих вулканов Мексики: Колима, Попокатепетль и Парикутин. Распределение частиц по размерам с г ^ 0,2 мкм определялось с помощью фотоэлектрического счетчика АЗ-5М, а для г ^ 0, 5 мкм с помощью электронно-микроскопического анализа импакторных и фильтровых аэрозольных проб [8, 9, 14, 44]. Электронномикроскопические исследования аэрозольных проб, взятых при аэростатных зондировках в районе г. Рыльска в периоды извержений вулканов Эль-Чичон и Пинатубо, показали наличие в стратосфере слоев частиц с размерами, в основном г ^ 0,2 мкм, по счетной концентрации превышающими фоновые концентрации в приземном слое (порядка 100 см-3). Морфологическая структура этих частиц соответствует сернокислотным и в меньшей степени сульфатным частицам.
Достаточно многочисленные измерения химического и элементного состава аэрозолей вулканического происхождения свидетельствуют о сходных процессах их образования и дальнейшей эволюции: эмиссия продуктов истирания стенок кратера и частиц измельченной лавы, а также паров водяного пара, сернистого газа, соляной кислоты, легко испаряющихся соединений металлов, которые в дальнейшем вступают в различные химические реакции и конденсируются. Химический анализ дыма и пылевой материи для различных вулканов показывает преимущественное содержание: соединений кремния 60-80%, сульфатов 30-10%, кальцитов 3-10%, соединений алюминия 0-20%, железа 1-10%. Однако более детальное рассмотрение результатов химического и элементного анализа свидетельствует и о существенных различиях в составе выброшенного материала для разных вулканов [8, 9, 14-17, 27, 28].
Для мощных вулканических извержений характерно изменение химического состава аэрозольных частиц с ростом высоты: сильное обогащение ряда умеренно летучих элементов (мышьяк, селен, свинец, кадмий, цинк) в мелких частицах, а также элементов, характерных для магмы (кремний, кальций, скандий, титан, железо, цинк, торий), содержащихся в более крупных частицах. Это можно интерпретировать только как то, что источником вещества верхней границы шлейфа являются не частицы разрушенной вершины вулкана, а горячие выбросы магмы. Отмечаются также изменения
химического и элементного состава вулканического вещества в разные периоды извержения [14-17, 44]. При анализе изменчивости элементного состава аэрозолей вулканического происхождения удобно использовать нормировку содержания элементов в нем по эталонному материало-элементному составу магмы, изверженной лавы, пеплу различных пород [27]. Проведенный анализ состава пород при отдельных извержениях свидетельствует о значительных вариациях их элементного состава. Наибольшим постоянством отличается содержание двуокиси кремния. Характерны следующие данные по содержанию двуокиси кремния в лавах вулканов разного типа: базальтово-толеитовые (вулкан Килауэа) 47-52%, андезитные (вулкан Фуэго) 48-54%, фонолитово-тефритовые 50-55%, дацитовые (вулкан Сент-Хеленс) 65-70%, риолитовые (вулкан Ас-кья) 68%.
Изменения содержания А1 значительно выше, особенно в лавах дунитовой породы, а Са и М.ц в сиенитах, в которых наблюдаются также заметные потери Ге, Ха, К, Т1, Мп, N1 и Р. Еще более значительны вариации содержания элементов в пеп-лах. Например, элементный анализ пепла при извержениях вулкана Попокатепетль (21 декабря 1994 - 28 января 1995) показал, что пепел сильно обогащен по сравнению с земной корой такими легко возгоняемыми элементами, как Б, Вг, РЬ, Щ, Ъп, Си, фактор обогащения ЕГ(ж) = [ж]0/[ж] которых превосходит 10 и изменяется в зависимости от времени выброса пепла.
Реально нормировка содержания элементов должна проводиться по элементному составу земной коры с использованием в качестве референтного элемента кремния. В этом случае ошибка для большинства элементов не должна превышать 20-30%. Элементный состав аэрозолей в атмосфере во время активных вулканических извержений изучался при извержениях вулканов Августин (1976 г.) и Попокатепетль (1994-1995 гг.). В обоих случаях отчетливо видны изменения отношения концентраций элементов в зависимости от высоты. Для Ха, К, Мп, Ва, Б, V, Бс, Ж, УЬ, Ав, Ей, \¥, Бе, Аи наблюдается увеличение фактора обогащения с ростом высоты, а для С1, РЬ, Вг, Сс1 - уменьшение.
Это свидетельствует, вероятно, о более быстром аэрозолеобразовании и конденсационном росте частиц, содержащих С1, РЬ, Вг и Сс1, чем соединений, содержащих другие элементы. Еще более интересна временная изменчивость факторов обогащения для ряда других элементов. Относительно постоянны значения ЕГ для А1, К, Ва, С1, ТЬ, Бт.
Сходно поведение также элементов Ав, БЬ, Бе, Вг, у которых наиболее высокое значение фактора обогащения в первый день измерений, резкое уменьшение (на порядок) во второй день, а затем регулярное уменьшение, причем у Вг на третий день ЕГ уменьшается еще в 15 раз. Самая высокая интенсивность эмиссии вулканического вещества в атмосферу у вулкана Августин наблюдалась 2 февраля 1976 г. При этом факторы обогащения увеличились у элементов Ха, РЬ, Са, а их заметное уменьшение наблюдалось для Б, М.ц. Се, Шэ, Сг, Со, имеющих ЕГ < 1, и для Си, Ва, Бг, V, имеющих ЕГ > 1. Особый случай представляет элемент Б, у которого ЕГ < 1 со 2 по 4 февраля и возрастает к 21 февраля до 49. По данным, полученным при извержении Попокатепетля, для значительной части террогенных элементов (Ге, А1, Са, К, Т1, Сг, Мп, ва, Ъх) зафиксированы очень низкие значения ЕГ. Для большинства элементов отмечается увеличение фактора обогащения вплоть до 14 января 1995 г. с последующим уменьшением ЕГ, соответствующим сильному ослаблению интенсивности извержения.
Для серы фактор обогащения с начала измерений был уже достаточно высоким ЕГ = 200, а к 28 января он достиг значений 440-600. Также наблюдалась сильная зависимость факторов обогащения для отдельных элементов от метеорологических условий: для Б увеличение ЕГ отмечалось в ночные и утренние часы, а для Си, Вг,
8е - в дневные. Большие массивы данных ЛМ (г ^ 0, 2) были получены при различных метеорологических условиях и интенсивностях эмиссии вулканического вещества [45]. В 1994-1995 гг. аналогичные измерения были осуществлены в Мексике вблизи вулканов Колима и Парикутин [15-17, 28]. Во время извержения вулкана Попокатепетль (21 декабря 1994 - 28 января 1995) выполнялись измерения аэрозолей с помощью фотоэлектрического счетчика АЗ-5М с борта самолета и исследовались пепловые выпадения [49]. Еще раз отметим, что более длительное и сильное загрязнение атмосферы наблюдается в результате выброса газовых серосодержащих соединений (сернистого га-
за, карбонил сульфида), которые трансформируются в серную кислоту и сульфаты [18]. В частности, длительное воздействие извержения вулкана Пинатубо обусловлено в первую очередь процессом образования сернокислотных аэрозолей в нижней стратосфере [24]. Наблюдается статистически значимая связь между вулканической активностью и климатическими характеристиками.
Результаты статистических исследований. В работах [11, 12, 19] на основе имеющихся данных о наиболее крупных вулканических извержениях за последние 200 лет были проанализированы их пространственно-временные зависимости. Ни 11-летнего, ни 22-летнего цикла в вулканических извержениях не наблюдается! С осторожностью можно сказать, что возможна цикличность с периодом в 36-40 лет, и наблюдаются определенные закономерности в распределении длительности периода отсутствия сильных извержений и длительности цепочки последовательных извержений. Как гипотеза принято предположение, что извержения взаимозависимы при временных промежутках между ними равных или меньших 30 месяцам.
В механизме передачи возмущения важны мощность возмущения, его длительность и пространственное взаиморасположение источника и приёмника возмущения. Обнаружена слабая зависимость времени между результатом воздействия и расстоянием от источника до приёмника: в одних случаях воздействие проявлялось на расстояниях в несколько тысяч километров через время порядка нескольких месяцев, а в других на расстояниях не более тысячи километров воздействие проявлялось через год и более. Наибольшая скорость прохождения сигнала воздействия для больших расстояний порядка 2,0-2,5 м/с без учета возможной задержки извержения после прихода провоцирующего извержение сигнала. Заметим, что скорости такого порядка характерны для перемещений атмосферных масс. Если учесть, что наибольшая задержка в извержении при наличии воздействия достигает 1-2-х лет, то скорость прохождения сигнала от одного пункта извержения до последующего может оказаться выше 2,5 м/с.
Эффективность воздействия предшествующего извержения на последующее, возможно, зависит от направления движения возмущения. Так наблюдается явное преимущество возбуждения извержений с запада на восток и с севера на юг. Области с активной вулканической деятельностью взаимодействуют между собой не совсем равноправно. Взаимодействие между извержениями внутри трех основных зон также не полностью симметричное. Наиболее интенсивное взаимодействие вулканических извержений наблюдается на Американском континенте. Просматривается преимущественное их распространение с севера на юг. В Тихоокеанской зоне отмечается относительно симметричное взаимное провоцирование извержений с некоторым преимуществом воздействия извержений в Индонезии на остальные районы - западное направление возмущений.
Отчетливой зависимости вероятности мощного вулканического извержения от времени года, а, следовательно, и от метеорологических условий обнаружить не удалось (возможно, из-за неполноты статистических данных). Наблюдается связь между
вулканической активностью и изменением скорости вращения Земли, что согласуется и с наблюдениями частоты сейсмических явлений от частоты вращения Земли [34]. Для установления этой связи были использованы данные по скорости вращения Земли, представленные в монографии Н. С. Сидоренкова [36].
Наибольший интерес представляют данные с 1860 по 1886 гг. (рост частоты вращения на 4 • 10-8 и с 1890 по 1912 гг. (падение частоты вращения Земли на 5 • 10-8). При таких ускорениях усредненное значение дополнительного давления составляет порядка 0,1 Па. В эти периоды произошли извержения вулканов Аскла (5 баллов), Кракатау (6 баллов) и Окатайна (5 баллов) - период ускорения вращения Земли; 5 вулканов в Вест-Индии, Санта-Мария (6 баллов), Ксудачи (5 баллов), Новорупта (6 баллов) - период замедления вращения Земли. На рис. 1 качественно иллюстрируется эта связь: приведены амплитуды вулканической активности (очевидно, несколько субъективные, учитывающие число мощных извержений и их балльность) и скорость изменения частоты вращения Земли Д1//Д£. Возможно, что наша оценка мощности вулканических извержений не всегда точна; в некоторых случаях мы игнорируем оценки мощности.
Существует сезонный ход скорости вращения Земли с минимумами в апреле и ноябре и максимумами в январе и июле. При этом максимумы вулканических извержений приходятся на январь (12) и апрель-май месяцы (14 + 14), т. е. отчетливой корреляции частоты вулканических извержений со скоростью вращения Земли не наблюдается.
Роль земных приливов (межпланетное взаимодействие Луна - Земля - Солнце) и геомагнитных явлений при обработке данных по наиболее мощным извержениям не были выявлены из-за недостатка наблюдательных данных. Можно полагать также, что антропогенные факторы до недавнего времени в возникновении мощных вулканических извержений никакой роли не играли.
Вода как материальный носитель воздействия. По общепринятым представлениям вулканические извержения тесно связаны с гидротермальными источниками, которые, как правило, формируются в зонах медленного (от 1-2 до 18-20 сантиметров в год) раздвижения огромных блоков земной коры (литосферных плит), перемещающихся во внешнем слое полужидкой оболочки ядра Земли - мантии [6, 46, 49]. В зонах раздвижения раскаленное вещество оболочки (магма) изливается наружу, образуя молодую кору в виде срединно-океанических горных хребтов. По трещинам молодой коры воды океана проникают в недра, насыщаются там минеральными веществами, разогреваются и снова возвращаются в океан через гидротермальные источники. Источники представляют собой излияния теплой (до 30-40°С) или горячей (до 370^400°С) воды, так называемого флюида, перенасыщенного соединениями серы, железа, марганца, ряда других химических элементов в которой размножаются мириады бактерий. Гипотеза о воде как материальном носителе воздействия и главном факторе эруптивных извержений, возникла после ознакомления с материалами по таким гидротермальным источникам, как «черные курильщики».
Последние «работают» на дне океанов и представляют собой конусовидные горки высотой больше 50 метров, выбрасывающие из кратеров примерно на такую же высоту водный раствор с температурой около 400° С и изотопным составом близким к составу придонной океанической воды. Вода вблизи подводных вулканов почти пресная и насыщена сероводородом. Давление, под которым выбрасывается вода, превосходит давление на дне океана (несколько сотен атмосфер) не менее чем на 5 атмосфер.
Несомненно, важным фактором в процессах подготовки вулканического извержения (перемещение воды в земной коре [5, 6] и разломах [35], изменение механических свойств породы [20-23]) являются физико-химические свойства воды, особенно при высоких
температурах [3, 4, 32]. Вторым обстоятельством в пользу гипотезы глубинной воды, как главного фактора эксплозивных извержений, является высокое содержание воды (порядка 95%) в первичных выбросах вулканической материи [4, 29, 30], сопровождающихся интрузией магмы.
Для мощных извержений количество выброшенной в атмосферу воды должно быть порядка нескольких кубокилометров. Принципиальным отличием от общепринятых представлений является предположение, что существует механизм одномоментного захвата такого количества воды в нижние слои земной коры. Этим механизмом может быть явление цунами. Представленные в интернете картины численного моделирования Симуширского цунами подобны окончанию выливания воды из бассейна в результате заполненности водой нижележащих объемов (гидростатическое давление уравновесилось), а съемки дна Индийского океана в эпицентре цунами 2004 г. свидетельствуют о перемещении значительных масс донного материала в сторону разлома, по которому под плиту ушла океаническая вода.
Был повторно проанализирован материал по крупнейшим вулканическим извержениям с целью нахождения связи между цунами и вулканическими извержениями. Обнаружились две закономерности: в отдельных случаях крупнейшие вулканические извержения происходили практически одновременно с цунами (примерно 20% случаев). В остальных случаях наиболее сильным цунами соответствовали извержения, происходящие с запаздыванием в 3-4 года. Эти данные представлены в табл. 1.
Таблица 1
Характеристики и взаимосвязи тектонических процессов
Землетрясения Цунами Извержения Плиты ДТ
Год Место Место Место Год
1737 Алеутский желоб Камчатка, Курилы, Сахалин Япония(?) 1740? Тихоокеанская- Евроазиатская +3?
1765 Азоро- Гибралтарский хребет Лиссабон Исландия(?) 1768? Евроазиатская +3?
1780? Азоро- Гибралтарский хребет Ямайка Парадатан Скантара (Лаки) 1783 1783 Бирманская (Евраз)- Североамериканская +3?
1790? ? ? Унзен 1793 Тихоокеанская +3?
1797 1812? Индийский Индийский океан Индонезия Индонезия, Зап. Суматра ? Тамбора(б) (Сумбава) 1815 Бирманская (Евраз) +3?
1826? Тихий океан? Тихий океан? Ключевская 1829 Бирманская- Североамериканская +3?
1833 Индийский Южн. Суматра (Индонезия) 1836? Бирманская +3?
1843 Индийский океан Центр. Суматра Косигуана(5) Гекла Фону алей 1845 1845 1846 Карибы-Сев. Амер-Бирманская (Евраз) +2 +2 +3
1854 Японский желоб Япония Шивелуч(5) Комаге-Таке Фуэго 1854 1856 1857 Тихоокеанская- Карибы 0 +2 +3
1861 Индийский океан Зап. Суматра Макиан 1861 Бирманская (Евраз) 0
1872 Индийский океан Бенгальский залив Синарка Мерапи Гримсвотн 1872 1872 1873 Тихоокеанская- Бирманская (Евраз)- Североамериканская 0 0 +1
1872 Индийский океан Бенгальский залив Аскла(5) Суванози Котопахи 1875 1877 1877 Тихоокеанская- Южноамериканская +3 +5 +5
Землетрясения Цунами Извержения Плиты ДТ
Год Место Место Место Год
1877? Тихий океан Тихий океан? Фуэго 1880 Карибы-Сев. Америка +3?
1883 Индийский океан Бенгальский залив Кракатау(б) Тунгурахуа Окатайна(5) Ньюфоу 1883 1886 1886 1886 Бирманская (Евраз)- Тихоокеанская 0 +3 +3 +3
1886 Японский желоб Япония, Санрику Майон Дон Хуана 1887 1889 Филиппинская- Южноамериканская + 1(4) +3(6)
1899? Тихий океан? Тихий океан? Пеле Винсент Санта- Мария^) Суфриер 1902 1902 1902 1902 Карибы-Южная Америка-Сев. Америка +3? +3? +3? +3?
1906 Чилийско- Перуанский желоб Чили Везувий Ксудачи(5) 1906 1907 Евроазиатская (Средиземн.) 0 +1
1908 Мексиканский залив Сицилия Лолабау Таал Новорупта(б) 1911 1911 1912 Тихоокеанская- Филиппинская- Североамериканская +3 +3 +4
? Тихий океан? Тихий океан? Колима Сакура Агрикан 1913 1914 1917 Североамериканская- Кокос- Тихоокеанская 5? 6? -1?
1918 Алеутский желоб Курилы Тунгурахуа Катла Келут Маннам 1918 1918 1919 1919 Южноамериканская-Тихоокеанская-Бирманская (Евраз) 0 0 1 1
1922 Чилийско- Перуанский Желоб Чили Кроноцкий Желтовский 1922 1923 Южноамериканская- Тихоокеанская +4(0) +5(0)
1923 Алеутский желоб Камчатка Райкоке Авачи Кизимен 1924 1926 1927 +2 +3 +4
1928? Чилийско- Перуанский Желоб Тихий океан? Комага-Таке Ключевская Аниакчак Фуэго Азуль(5) 1929 1931 1931 1932 1932 Тихоокеанская- Кокос- Южноамериканская- Тихоокеанская- Евроазиатская- Тихоокеанская +3?
1933 Японский желоб Япония Харимкотан Суох Кучиноерабу 1933 1933 1933 Тихоокеанская- Евроазиатская- Тихоокеанская 0 0 0
1937 Японский желоб Япония, Санрику Рабаул 1937 Тихоокеанская- Кокос-Бирманская (Евраз) 0
1941 Индийский океан Бенгальский залив Парикутин 1943 Кокос-Бирманская 2
1944 Японский желоб Япония, Рененкай Авачи 1945 Тихоокеанская + 1(4)
1945 Индийский океан поб. Пакистана Сарычев Гекла 1946 1947 Североамериканская- Евроазиатская- Индостан +2(1,0) +3(2,1)
1946 Алеутский желоб Гавайи Амбрум Ламингтон Келут 1951 1951 1951 Тихоокеанская- Евроазиатская- Тихоокеанская +5 +5 +5
1952 Алеутский желоб Камчатка, Курилы, Япония Карпинского Вагана 1952 1952 Евроазиатская- Тихоокеанская 0 0
Землетрясения Цунами Извержения Плиты ДТ
Год Место Место Место Год
1953 Алеутский желоб Аляска Спурр Жулановский Корякский Карран-Лос- Венадос Безымянный(б) 1953 1956 1956 1955 1956 Североамериканская- Тихоокеанская- Южноамериканская- Наска- Североамериканская 0 +3 +3 +2 +3
1957 Алеутский желоб Алеутские острова ? ?
1960 Перуанско- Чилийский Желоб Чили Агунг(5) Шивелуч Таал “ 1963 1964 1965 Евроазиатская- Тихоокеанская- Филиппинская +3 +4 +5
1964 Алеутский желоб Аляска Келут Аву Фернандина 1966 1966 1968 Евроазиатская-Тихоокеанская-Тихоокеанская (Ю.) +2 +2 +4
1970? Алеутский желоб? Сев. Тихого океана? Фуэго Толбачек Августин Тятя 1974 1975 1976 1977 Тихоокеанская- Кокос- Североамериканская +4? +5? +6? +7?
1979 Тихоокеанское побережье Колумбия Сент-Хеленс(5) Паган Эль-Чичон Галунг-гунг Коло-Уна-Уна 1981 1981 1982 1983 Североамериканская- Тихоокеанская- Североамериканская- Евроазиатская +2 +2 +3 +3 +4
1983? Тихий океан Сев. Тихого океана? Августин Чикурашки 1986 1986 Североамериканская- Тихоокеанская +7 +7
1987? Чилийско- Перуанский желоб? Тихий океан? Ключевская Келут Пинатубо(5) Худсон(5) Спурр Ласкар Рабаул 1990 1990 1991 1991 1992 1993 1994 Тихоокеанская- Филиппинская- Южноамериканская- Североамериканская- Тихоокеанская +3 +4 +5 +6 +7
1998? Тихий океан Тихий океан? Улавун Шивелуч Реветадор 2000 2001 2002 Тихоокеанская +2 +3 +4
2004 Индийский океан Сев. Суматра Камчатка? Юг Тихого океана? 2008? Бирманская- Тихоокеанская
2005 Индийский океан Сев. Суматра
2006 Симушир Центр. Курилы
2007 Соломоновы острова Коралловое море
Примечания: 1) все извержения балльности более 4, балльности 5 и 6 поставлены в скобках после названия вулкана; 2) ДТ - разность времени между цунами и извержением; 3) знак вопроса -отсутствие справочных данных.
Любопытно, что в ряде случаев авторами были предугаданы значения данных в незаполненных клетках таблицы в начале этой работы. Отметим, что каждому цунами соответствуют одновременно происходящие землетрясения с магнитудой практически всегда больше 7, то есть оно наблюдается только при очень серьезных тектонических подвижках. Данные по цунами до 19 века, по нашему мнению, весьма ненадежны.
Соглашаясь с утверждением, что вода движется по трещинам и желобам вдоль срединно-океанических хребтов, приходим к выводу, что средние горизонтальные
скорости ее движения порядка 2-2,5 м/сек, а пути прохождения достигают нескольких тысяч километров. В настоящей статье вопрос о механизме движения воды мы не рассматриваем. Обсудим лишь некоторые особенности взаимодействия цунами и вулканических извержений по таблице 1.
1) Наблюдаемая одновременность цунами и извержения, вероятно, обусловлена предварительной подготовленностью извержения. При этом любопытно, что расстояния между центром цунами и местом извержения могут быть очень большими, т. е. необязателен приход свежей воды к месту извержения (может быть, даже нежелателен).
2) Траектория воздействия в значительном числе случаев разветвляется на 2-3 ветви. Мощное первичное цунами, ослабляющее механическую прочность земной коры на пути движения водного потока, может также инициировать вторичные цунами, которые показывают ветви траектории движения воды.
3) Разветвление траекторий движения воды, а тем более инициирование новых цунами удлиняет сроки очередного цикла извержений - необходимость сбора большого количества воды в месте будущего извержения, 3-4 года: вероятно, время прогрева и подъема воды в верхние слои коры.
Особый интерес представляет цунами 26 декабря 2004 г. Оно инициировало вторичное цунами (2005 г.) немного юго-восточней первичного, а затем цунами на Курильских островах (2006 г.) и на Соломоновых (2007 г.). Можно утверждать, что этот тектонический процесс является очень мощным и вызовет длинную серию эруптивных извержений на севере и юге Тихоокеанской огненной дуги, начиная с 2008 г.
Авторы приносят свою искреннюю благодарность Е. Л. Лысковой за помощь в подборе материала к данной статье.
Summary
Ivlev L. S., Kolosov A. S., Teryohin S. N. Volcanic eruptive processes: mechanisms and characteristics.
Different characteristics of most powerful volcanic explosive eruptions in this article are seen through the chemical content of eruptive substances optical tarbidity, space- time structure of the process of eruptions and also with tsunami. The new concentration of phenomena is suggested, where the main factor of eruption is the accured into lower layers and warmed by magma oceanic water.
Литература
1. Аплонов С. В. Геодинамика. СПб., 2001. 360 с.
2. Вербин Ю. П., Ивлев JI. С., Крылов Г. Н. Дистанционный мониторинг слаборадиоактивных выбросов и атмосферных неоднородностей - предвестников землетрясений и вулканических извержений. Материалы Российской конференции фундаментальных исследований в технических университетах. СПб., 2000. С. 146-147.
3. Волгин В. М., Ивлев JI. С., Резников В. А. Следствия представления воды как плазмы. // Экология и космос: Материалы научного семинара / Отв. ред. Л. С. Ивлев. СПб., 2006. 234 с.
4. Дерпгольц В. Ф. Вода во вселенной. Л., 1971, 223 с.
5. Жабрее И. П., Кара,кин А. В., Лобковский Л. И. Пульсирующее глубинное пустотное пространство и свободная циркуляция метеорных вод в земной коре // Докл. РАН. 1995. Т. 345, № 2. С. 231-233.
6. Зарайский Г. П., Балашов В. И, Механизмы транспорта гидротермальных растворов // Геолог, журнал. 1983. № 2. С. 38-49.
7. Зуев В. Е., Зуев В. В. Современные проблемы атмосферной оптики. М., 1992. 232 с.
8. Ивлев Л. С. Аэрозоли, возникающие в результате деформации земной коры // Материалы межд. конференции по естественным и антропогенным аэрозолям. СПб., 1998. С. 73-82.
9. Ивлев Л. С. Микроструктурные особенности аэрозолей вулканического происхождения // Оптика атмосф. и океана. 1996. Т. 9, № 8. С. 1039-1057.
10. Ивлев Л. С. О связи вулканической активности и климатических характеристик // Материалы межд. конференции по естественным и антропогенным аэрозолям. СПб., 1998. С. 64-72.
11. Ивлев Л. С. О скорости передачи возмущения от одного мощного вулканического извержения к другому // Там же. С. 73-82.
12. Ивлев Л. С. Физические основы экологии биосферы Земли как планеты. // Экология и космос: Материалы научного семинара / Отв. ред. Л. С. Ивлев. СПб., 2005. С. 7-13.
13. Ивлев Л. С., Давыдова-Мартинес В. И., Варгас О. А., Мартинес А. Изменчивость характеристик аэрозолей, озона и сернистого газа в приземном слое при землетрясении в Западной Мексике // Оптика атмосф. и океана. 1998. Т. 11, № 5. С. 490-494.
14. Ивлев Л. С., Жуков В. М., Кудряшов В. И., Михайлов Е. Ф. Прямые измерения вещества вулканического происхождения в нижней атмосфере // Там же. 1993. Т. 6, № 10. С. 1249-1267.
15. Ивлев Л. С., Кудряшов В. И., Эдвардс А. Исследование микроструктуры и элементного состава аэрозолей вблизи вулкана Парикутин (Мексика) в период дождей // Известия Рус. географ, общества. 1998. Т. 130. Вып. 2. С. 38-43.
16. Ивлев Л. С., Кудряшов В. И., Ариас М. Е., Варгас А. О. Комплексное исследование оптико-метеорологических параметров атмосферы в окрестности вулкана Колима (Мексика).
Ч. 1. Сухой сезон // Оптика атмосф. и океана. 1998. Т. 11, № 7. С. 748-767.
17. Ивлев Л. С., Кудряшов В. И., Ариас М. Е., Варгас А. О. Там же. Ч. 2. Влажный сезон // Там же. 1998. Т. 11, № 8. С. 884-898.
18. Ивлев Л. С., Сирота В. Г., Хворостовский С. И. Влияние окисления вулканической двуокиси серы на содержание сернокислотных аэрозолей и озона в стратосфере // Там же. 1990. Т. 3, № 1. С. 37-43.
19. Ивлев Л. С., Миронова И. А. Пространственно-временные характеристики мощных вулканических извержений. Труды межд. конференции по естественным и антропогенным аэрозолям. 2005. С. 182-186.
20. Киссин И. Г. Внутрикоровая гидросфера Земли - концептуальная модель // Докл. РАН. 1996. Т. 350, № 4. С. 531-534.
21. Киссин И. Г. Гидродинамический режим и геологический круговорот воды в земной коре // Подземные воды и эволюция литосферы. Т. 2. М., 1985. С. 31-35.
22. Киссин И. Г. Флюидонасыщенность земной коры, электропроводность, сейсмичность // Физика Земли. 1996. № 4. С. 30-40.
23. Киссин И. Г. Некоторые вопросы флюидного режима земной коры: умозрительные построения и факты // Там же. 1999. № 9. С. 103-108.
24. Кондратьев К, Я. Комплексный мониторинг последствий извержения вулкана Пина-тубо // Исследования Земли из космоса. 1993. № 1. С. 111-122.
25. Кондратьев К. Я., Ивлев Л. С. О воздействии антропогенного аэрозоля на климат // Докл. РАН. 1995. Т. 340, № 1. С. 98-100.
26. Кондратьев К. Я., Ивлев Л. С. Проблемы космической экологии и мониторинг аэрозолей // Оптич. журнал. СПб., 2001. Т. 68, № 4. С. 3-8.
27. Кондратьев К. Я., Ивлев Л. С., Галиндо И. Применение понятия фактора обогащения при исследовании продуктов вулканических извержения // Докл. РАН. 1995. Т. 394, № 6. С. 581-583.
28. Кудряшов В. И., Ивлев Л. С. Анализ элементного состава атмосферных аэрозолей в районе вулканов Колима и Попокатепетль (Мексика) в 1994-1995 гг. // Материалы межд. конференции по естественным и антропогенным аэрозолям. СПб., 1998. С. 457-479.
29. Макдональд Г. Вулканы. М., 1975. 435 с.
30. Мархииии Е. К, Вулканы и жизнь: Проблемы биовулканологии. М., 1980. 196 с.
31. Миронова И. А Влияние солнечной активности на прозрачность атмосферы и оптические свойства аэрозоля. Дис... .канд. физ.-мат. наук. СПб., 2005. 158 с.
32. Резников В. А. Вода как кислородные оболочки в водородной плазме // Экология и космос: Материалы научного семинара / Отв. ред. Л. С. Ивлев. СПб., 2006. С. 205-211.
33. Род кин М. В, Роль глубинного флюидного режима в геодинамике и сейсмотектонике. М., 1993. 196 с.
34. Рулев Б, Г, Годовая периодичность в эмиссии микроземлетрясений и неравномерность вращения Земли // Землетрясения и процессы их подготовки. М., 1976. С. 9-27.
35. Саньков В. А. Глубины проникновения разломов. Новосибирск, 1989. 136 с.
36. Сидоренков И. С. Атмосферные процессы и вращение Земли. СПб., 2002. 366 с.
37. Соболев Г. А., Шестопалов И. П., Харин Е. П. Геоэффективные солнечные вспышки и сейсмическая активность Земли // Физика Земли. 1998. № 7. С. 85-90.
38. Сывороткин В. Л. Глубинная дегазация Земли и глобальные катастрофы. М., 2002. 250 с.
39. Федотов С. А. Магматические питающие системы и механизм извержений вулканов. М., 2006. 455 с.
40. Frost В., Bucher К, Is water responsible for geophysical anomalies in the deep continental crust? A petrological perspective // Tectonophysics. 1994. V. 231. P. 293-309.
41. Galindo J., Ivlev L. S., Gonzalez A., Ayala R. Airborne measurements of particle and gas emissions from the December 1994 - January 1995 eruption of Popocatepetl Volcano (Mexico) // Journ. Volcanology and geotherm. Research. 1998. V. 83. P. 197-217.
42. Ivlev L. S., Galindo J., Kudryashov V. J. Estudio de Aerosoles у Cenizas Dispersados Durante la Eruption de Volcan Popokatepetl del 21 de Diciembre 1994 - Resultados Preliminares. Mexico, 1996. P. 257-284.
43. Kondratyev K. Ya., Galindo I. Volcanic Activity and Climate. A. Deepak Publ. Hampton, 1997. 382 p.
44. Kondratyev K. Ya., Ivlev L. S., Krapivin V. F. Atmospheric Aerosol Properties. Formation, 1. Processes and Impacts. Chichester, 2006. 572 p.
45. Liu X., Penner J.E. Effect of Mount Pinatubo H2SO4/H2O-aerosol on ice nucleation in the upper troposphere using a global chemistry and transport model // J. Geophys. Res. (D). 2002. V. 107, N 12. P. AAC2/1-AAC2/18.
46. McCaiy A. M. Deep fluid circulation in fault zones // Geology. 1988. V. 16. P. 867-870.
47. Pinto J. P., Turco R. P., Toon О. B. Self-limiting physical and chemical effects in volcanic eruption clouds // Journ. Geoph. Research. (D). 1989. V. 94, N 8. P. 11.165-11.174.
48. Sansone F. J., Benitez-Nelson C. R., Resing J. A., De Carlo E, H., Vink S. М., Heath J. A., Huebert B. J. Geochemistry of atmospheric aerosols generated from lava-seawater interactions // Geophys. Res. Lett. 2002. V. 29, N 9. P. 49/1-49/4.
49. Sibson R. H., Moore J. М., Rankin A. H. Seismic pumping - a hydrothermal fluid transport mechanism // Journ. of geological society. 1975. V. 131, N 6. P. 653-659.
50. Sobolev G. A., Ponomarev A. V., Koltsov A. V., Smirnov V. B. Simulation of trigger earthquakes in the laboratory // Pure appl. geophys. 1996. V. 147, N 2. P. 345-355.
Принято к публикации 18 декабря 2007 г.
