CC BY
16Владимир Ст епанович Шкодзинский,
доктор геолого-минералогических наук, ведущий научный сотрудник
Института геологии алмаза и благородных мет аллов СО РАН.
Взрывные вулканические извержения относятся к самым грандиозным и грозным явлениям на Земле. Например, в 1883 г. взрыв вулкана Кракатау (Индонезия) выбросил на высоту до 80 км 18 км3 твердого материала, рассеявшегося на площади 700 000 км2 [1]. Грохот этого взрыва слышался на расстоянии более 4800 км, а взрывная волна 7 раз обогнула земной шар. При более мощном взрыве вулкана Тоба на о. Суматра 73 тысячи лет назад было выброшено около 800 км3 вулканического пепла, и образовалась кальдера размером 100 x 30 км.
Очень опасны внезапные вулканические взрывы в густонаселенных районах, приводящие иногда к гибели десятков тысяч человек. Известно, что древнегреческие города Помпеи и Геркуланум были погребены вместе с их жителями под двадцатиметровым слоем раскаленных продуктов извержения вулкана Везувий. Особенно мощные взрывы резко уменьшают прозрачность атмосферы вследствие выброса огромного количества пепла, что приводит к многолетнему похоло-
В. С. Шкодзинский
данию, неурожаю и голоду на больших территориях. Например, наступившее резкое похолодание после взрыва вулкана Тоба вызвало гибель около двух третей флоры северного полушария, а население Земли сократилось до нескольких тысяч человек.
Внимание всего Мира привлекло извержение в 2010 г. вулкана Эйяфь-ятлайокудль, находящегося в Исландии (в 200 км от Рейкьявика) (рис. 1). Оно началось 21 марта 2010 г. После выброса 14 апреля огромного объема пепла над севером Европы и Атлантикой на высоте от 6 до 8 км повисли гигантские облака. Это привело к прекращению на несколько дней полетов самолетов и потерям авиакомпаниями и авиапортами более 4 млрд долларов.
Взрывное происхождение имеют кимберлитовые и лампроитовые трубки, к которым приурочены промышленные коренные месторождения алмаза. Продукты взрывов лампро-итовых магм иногда выбрасываются на земную поверхность, образуя покровы алмазоносных туфов.
На фото вверху - продукты взрыва вулкана Пинатубо достигли ст ратосферы (Филлипины, 1991) (http://www.prikol.ru/2009/05/05/izverzhenie-vulkana-pinatuba-10-foto).
Рис. 1. Извержение вулкана Эйяфьят лайокудль в Исландии (2010 г.) (http://eco.rian.ru/ecovideo/20W0401/217672008.html).
Таким образом, проблема происхождения вулканических взрывов является актуальной. Из предложенных гипотез их происхождения наиболее распространенными в настоящее время являются фреатомагматическая и флюидномагматическая.
Согласно первой, взрывы обусловлены парообразованием при соприкосновении магмы с подземными водами [2]. Происходящее при этом резкое возрастание объема пара приводит к взрывной дезинтеграции магм и вмещающих пород. Однако в этом случае непонятны причины взрыва не только вмещающих пород, но и огромных объемов магм, а также отсутствие зачастую излияний последних на земную поверхность. Например, в кимберлитовых провинциях вблизи многих тысяч трубок взрыва всегда отсутствуют кимберлитовые лавы, которые должны формироваться в случае подъема расплава до земной поверхности. В то же время базальтовые магмы образовали в этих районах огромное количество лав, хотя более высокая температура таких магм (1100 - 1400? С) по сравнению с кимберлитовыми (800 -1000? С) [3]) должна способствовать частым и мощным фреатомагмати-ческим взрывам.
Вызывает сомнение и сама возможность возникновения мощных взрывов при соприкосновении магм и подземных вод, так как при подводных излияниях базальтовые магмы затвердевают обычно в виде лав без существенных взрывов [4]. Не возникает взрывов и при излиянии магм в
водоемы (рис. 2). Это связано с низкой теплопроводностью воды (в 4 - 6 раз ниже теплопроводности горных пород [5]), обусловливающей переход в пар лишь очень тонкого ее приконтактного слоя. Поэтому пар успевает уходить без взрывных явлений по многочисленным трещинам во вмещающих магмы породах. Однако под потоками лавы трещины в подстилающих ее породах закупориваются, что препятствует удалению пара. Именно по этой причине под такими потоками в областях современного вулканизма возникают маломощные фреато-магматические взрывы с выбросом материала на высоту в десятки метров. Но мощные вулканические взрывы происходят в недрах земной коры, где нет потоков лавы.
Согласно флюидномагматической гипотезе, взрывы возникают в результате выделения и резкого расширения газов при снижении давления в поднимающихся магмах [6]. Однако остается неясным, почему некоторые богатые летучими компонентами магмы достигают земной поверхности без взрыва с образованием потоков газонасыщенных пенистых лав [1], тогда как кимбер-литовые магмы никогда не формировали лавы.
Понять природу взрывных вулканических извержений позволяет рассмотрение процессов, приводящих к их зарождению и развитию. Взрывной процесс отличается от невзрывного очень быстрым расширением газов, почти мгновенно образующихся в результате, например, химических реакций, ударных процессов или освобождающихся при взрывах емкостей высокого давления [7]. В поднимающихся высокотемпературных магмах, пока они остаются жидкими, не может произойти очень быстрого расширения газа, поскольку скорость их подъема в земной коре относительно невелика. В таких магмах размер пузырьков газа увеличивается постепенно. Когда их объем становится более 67% объема магмы, пузырьки начинают соприкасаться. Магма распыляется, и в дальнейшем быстро поднимается расширя-
Рис. 2. Соприкосновение лав вулкана Мауна-Лоа (Гавайские острова) с водой не приводит к взрыву (http://www.шlez-tinfo/foto.pics/9915-vulkany-36-foto.html).
, г«.■
" ' ■■■ '
■ ** I
— I- Н- - .
■ ■ ' ' / .
Рис. 3. Газовое извержение вулкана Этна с выбросами фрагмент ов магмы (http://www.rulez-t.info/foto.pics/ 9915-vulkany-36-foto.html).
ющаяся струя газа с фрагментами расплава [4] (рис. 3). Если слияния пузырьков не происходит вследствие невысокого содержания летучих, то магмы изливаются на земную поверхность. Для взрывного расширения выделяющихся из магм газов необходимо временное торможение этого процесса. Обычно предполагается, что увеличение объема прекращается в случае их накопления под непроницаемыми породами. Когда препятствие разрушается, происходит взрывное расширение газов. Однако в этом случае непонятно, почему взрывается в основном огромная по объему часть магматической колонны, а не только перекрывающие ее породы. Кроме того, массовое образование гидротермального оруде-нения, возникающего из магматических газов на расстоянии многих километров от магматических тел, вполне определенно свидетельствует, что вмещающие породы вследствие их трещиноватости не могут быть экраном для вулканических газов.
Таким образом, проблема происхождения вулканических взрывов до настоящего времени не имеет убедительного решения. Известно, что наиболее надежным средством решения генетических проблем является разработка полных количественных моделей исследуемых процессов, объясняющих главные их особенности. Впервые рассчитанные на основании опубликованных термодинамических и экспериментальных данных количественные модели фазовой эволюции различных магм позволили принципиально по-новому решить проблему происхождения вулканических взрывов [3].
Данную проблему удобно рассматривать на основе обобщенной Р-Т диаграммы фазового состава и эволюции магм, отражающей их свойства вне зависимости от состава (рис. 4). Такая диаграмма показывает, что фазовый состав любой магмы зависит от температуры Т и давления Р в ней. При высоких значениях этих парамет-
ров магмы представляют собой расплав (поле Рс) с растворенными в нем летучими компонентами. Понижение давления при высокой температуре обусловливает выделение газов из расплава (поле Рс + Г). Понижение температуры при высоком давлении вызывает кристаллизацию твердых фаз (поле Рс + Тв). Снижение давления в начавших кристаллизоваться магмах приводит к появлению в них газовой фазы (поле Тв + Рс + Г).
В зависимости от исходной температуры магм сопровождающая их подъем декомпрессия приводит к совершенно различным последствиям. В условиях высокой температуры она вызывает только появление газовой фазы. В относительно низкотемпературных магмах происходит также и затвердевание расплава. Это иллюстрирует пересечение линиями подъема магм изо-концентрат расплава со все более низким его содержанием (в поле Тв + Рс + Г) и линии полного затвердевания расплава (т.е. границы с полем Тв + Г). Декомпрессион-ное затвердевание последнего при низком давлении обусловлено уменьшением содержания в нем растворенных летучих компонентов, которые являются сильными плавнями*. Это приводит к повышению температуры кристаллизации. В подавляющем большинстве случаев при декомпрессии твердые фазы не успевают кристаллизоваться, и расплав постепенно переходит в стекло. Повышение вязкости декомпрессионно затвер-
Рис. 4. Обобщенная диаграмма фазового состава и эволюции магм. Линии: т олстые - границы полей разного фазового
состава; т онкие сплошные - изоконцентраты расплава; пунктирные - геотермические градиенты (О - под океанами, К - континентами, П - переходными областями). Линии со стрелками - эволюция магм при подъеме. Фазы: Г - газовая; Рс - расплав; Тв - твердая.
* Плавни ? компоненты, понижающие температуру плавления вещества.
Рис. 5. Пот оки маловязкой лавы вулкана Ньямулагира (Республика Конго) (Гео. ? 2005. ? № 5. ? С. 94 ? 95).
девающих магм препятствует расширению возникающих в результате вскипания расплава пузырьков газа. Происходит консервация высокого внутреннего давления газовой фазы при снижении внешнего литостати-ческого давления по мере дальнейшего подъема. Увеличение разницы давления до предела суммарной прочности перегородок между пузырьками в затвердевающей магме и перекрывающих пород приводит к взрыву. Верхние части магматических колонн и приконтакто-вые зоны вмещающих пород дезинтегрируются с быстрым колоссальным расширением обломочно-газового материала вследствие подброса его вверх. В результате этого происходят взрывные вулканические извержения, выбрасывающие различный обломочный материал.
Несмотря на затраты тепла на расширение газовой фазы при подъеме, температура затвердевающих магм может повышаться за счет выделения скрытой теплоты кристаллизации (см. рис. 4) или оставаться практически постоянной. В последнем случае выделение энергии А при взрыве можно оценить по формуле изотермического расширения идеальных газов:
А = пРТ1пЦ /Ц, где п - мольное количество газов;
Р = 8,314 Дж/Кмоль - универсальная газовая постоянная;
Т- температура по Кельвину;
Ц и Ц - начальный и конечный удельный объем газов.
Декомпрессионное затвердевание низкотемпературных кимберлитовых магм начиналось при давлении около 0,5 ГПа [3] и, следовательно, примерно такая максимальная величина избыточного внутреннего давления газовой фазы должна законсервироваться в поднявшихся к земной поверхности верхних частях кимберлитовых колонн. Если среднее законсервированное избыточное давление было 0,1 ГПа, то при 5%-ном содержании водяного пара в кимберлитовых магмах (в кимберлитах присутствует до 40 мас.% воды и углекислоты) и
ширение при взрыве 125 кг пара, содержащегося в 1 м3, приведет к выделению энергии
А=(125-103/18)моль-1173К-8,314Дж/Кмоль-•1п(5413/5,16) = 476250 кДж, если Т= 1173 К; Ц = 5,16 см3/г; Ц2 = 5413 см3/г. Это в 105,4 раз больше, чем при взрыве 1 кг тротила (4520 кДж) [7]. Расход его на дробление 1 м3 горной породы при промышленных взрывах составляет 0,2 - 1,6 кг. Вследствие высокой температуры и поэтому пониженной прочности декомпрессионно затвердевших магм для их дробления должно быть вполне достаточно 1 кг тротила на 1 м3 или содержания в магме 0,05 мас.% водяного пара. Количество воды в часто взрывающихся кислых магмах оценивается обычно в 1 - 2 мас.%. Следовательно, при взрыве 1 км3 декомпрессионно затвердевшей ким-берлитовой магмы выделяется энергия, равная таковой при взрыве 105 400 килотонн тротила, что в 5270 раз больше мощности атомной бомбы (20 килотонн), погубившей город Хиросиму. Этот приближенный расчет объясняет чудовищно большую силу многих вулканических взрывов, пробивающих километровые толщи горных пород и выбрасывающих продукты взрыва в стратосферу.
Такие эксплозии начинаются с быстрого падения давления в затвердевшей магме. Этим вулканические взрывы коренным образом отличаются от промышленных, на начальной стадии которых давление резко возрастает за счет образования газов в результате химических реакций. Следовательно, высказывавшиеся предположения о кристаллизации алмазов в кимберли-товых трубках при высоком давлении, якобы возникающем при взрыве, не имеют никаких оснований.
Различное поведение высокотемпературных и относительно низкотемпературных магм на малоглубинной стадии подъема позволяет объяснить все многообразие вулканических извержений. В высокотемпературных магмах, характеризуемых правой областью диаграммы (сиреневое поле на рис. 4), подъем сопровождается только выделением газовой фазы. Такие магмы остаются маловязкими и спокойно изливаются (рис. 5). Ско-
плотности их 2,5 г/см изотермическое рас-
Рис. 6. Фонтан лавы, выдавленный из застывающего пот ока (http://www.rulez-t.info/foto.pics/9915-vulkany-36-foto.html).
на рис. 4), не могут изливаться на земную поверхность вследствие их декомпрессионного затвердевания. Это объясняет отсутствие кимберлитовых лав в областях широкого распространения кимберлитовых трубок взрыва и кислых (богатых кремнекислотой) лав во многих районах массового распространения гранитных тел. Такие магмы на земной поверхности могут формировать только толщи, состоящие из продуктов дезинтеграции затвердевших частей магматических колонн.
Растворенные летучие компоненты распределены в расплаве очень равномерно. Поэтому их расширение при декомпрессии после вскипания приводит к дроблению вулканического стекла на относительно выдержанные по размеру мелкие (обычно до первых миллиметров) обломки. Образованные таким путем породы назы-
Рис. 7. Газовое извержение с выбросами бомб на вулкане Этна (http://trinixy.ru/2008/01/ fotografii-vulkana_Jetna-30-foto.html).
рость движения лав по земной поверхности может достигать 100 км в час вследствие их небольшой вязкости. Из затвердевающих потоков временами вырываются фонтаны лавы (рис. 6). Излияния иногда сопровождаются бурным выделением из жерла вулкана высокотемпературных газов, которые выносят фрагменты расплава (см. рис. 3), обломки затвердевающих магм и пород вулканического конуса (рис. 7). При спокойном выделении газов иногда возникают дымовые кольца за счет подъема струй высокотемпературных газов (рис. 8). Этот тип извержений выделяют как гавайский по названию Гавайских островов. Он характерен для океанических островов, так как температура мантии наиболее высокая под океанами, что иллюстрирует линия градиента О на рис. 4. Поэтому здесь возникают наиболее высокотемпературные основные магмы. Такие излияния происходят иногда и на континентах в случае подъема под ними горячего мантийного вещества с образованием огромного объема основных вулканитов (траппов).
Относительно низкотемпературные магмы, характеризуемые левой частью диаграммы (оранжевое поле
О *
Рис. 8. Этна развлекает ся (http://trinixy.ru/2008/01/ fotografii-vulkana_Jetna-30-foto.html).
i
Рис. 9. Палящая т уча вулкана Пинат убо угрожает катастрофой (http://trinixy.ru/2008/01/fotografii-vulkana_Jetna-30-foto.html).
вают туфами. В случае большого содержания в них крупных обломков ранее затвердевших лав их относят к ту-фобрекчиям. Особой разновидностью являются игним-бриты - породы, состоящие из пластично деформированных спекшихся обломков кислого по составу стекла.
Взрывы при образовании игнимбритов являются самыми мощными и обычно сопровождаются катастрофическими последствиями. Это связано с тем, что объем одновременно взрывающейся кислой магматической колонны обычно бывает очень большим - до многих десятков кубических километров. Из раздробленного материала формируются палящие тучи (рис. 9), которые стре-
Рис. 10. Туча-убийца (вулкан Пинат убо, 1991 г.) (http:/flrinixy.ru/2008/01/fotografii-vulkana_Jetna-30-foto.html).
мительно распространяются от вулкана на десятки километров. Температура их приближается к 600? С, скорость движения может достигать 300 км в час. Большая скорость перемещения палящих туч связана с тем, что в них продолжается выделение газов из пластичных обломков. Поэтому последние не слипаются и не задерживаются на земной поверхности. На образующейся газовой подушке туча движется стремительно (рис. 10). Такой тип извержений с мощными взрывами относят к пе-лейскому по названию вулкана Мон-Пеле на о. Мартиника. Он характерен для областей с более низкотемпературной корой и мантией, чем под океанами (линия геотермического градиента К на рис. 4). В самых низкотемпературных областях, типичных для древних платформ, формируются кимберлитовые трубки взрыва из магм, поднимающихся с глубины более 200 км.
В магмах, характеризуемых промежуточным по температуре розовым полем на диаграмме (см. рис. 4), происходит частичное декомпрессионное затвердевание расплава. Взрываются наиболее низкотемпературные и остывшие их разности, в то время как более высокотемпературные сохраняют текучесть. Поэтому многочисленные взрывы сопровождаются излияниями лав. Такие извержения получили название плинианских по имени наблюдавшего и описавшего извержение вулкана Везувий древнегреческого исследователя Плиния. Они чаще всего формируются кислыми и средними по составу магмами, которые поднимаются в виде колонн большого объема. Поэтому сила взрывов при извержениях
этого типа может быть очень большой. Такие извержения характерны для окраин континентов, где температура мантии ниже, чем под океанами, но выше, чем под древними платформами.
Самые низкотемпературные магмы характеризуются крайним левым желтым полем на диаграмме (см. рис. 4). Продукты их затвердевания не способны достигать земной поверхности даже после дробления. Они размещаются на значительной глубине.
Таким образом, взрывные вулканические извержения являются закономерным следствием возникновения процессов декомпрессионного затвердевания относительно низкотемпературных магм на малоглубинной стадии подъема. Законсервированное затвердеванием высокое внутренне давление газовой фазы приводит к внезапному взрывному разрушению верхних частей магматических колонн и вмещающих пород. Такие взрывы характерны для магм, формирующихся в остывающей мантии, и наиболее часто происходят при извержениях вулканов на континентах и островных дугах окраинных областей океанов.
Лит ерат ура
1. Ботвинкина Л.Н. Гэнетические типы отложений областей активного вулканизма. ? М.: Наука, 1974. ? 320 с.
2. Lorenz V., Kurzlaukis S. Kimberlite pipes: growth models and resulting implications for diamond exploration // 8th International Kimberlite Conference Long Abstract. Victoria, Canada, 2003.
3. Шкодзинский В.С. Фазовая эволюция магм и пет -рогенезис. ? М.: Наука, 1985. ?232 с.
4. Мархинин Е.К. Вулканизм. ? М.: Недра, 1985. ? 224 с.
5. Таблицы физических величин. Справочник / Под ред. акад. И.К. Кикоина. ? М.: Атомиздат, 1976. ? 1008 с.
6. Skinner E.M., Marsh J.S. Kimberlite eruption processes // 8" Kimberlite Conference. Long Abstract. Victoria, Canada, 2003.
7. ПокровскийГ.И. Взрыв. ?М.: Недра, 1980. ? 136с.
Я<РХ№ MWDMixmicwfi
Не в поисках за ближайшими приложениями возводит ся здание науки; приложения являют ся т олько крупицами, падающими с ее ст ола.
К.А. Тимирязев
