Пирокластические отложения андезитовых вулканов и диагностика их генетических типов
Показаны современное состояние и актуальность изучения пирокластических отложений андезитовых вулканов; характерные особенности и критерии диагностики каждого из генетических типов отложений.
Введение
Извержения вулканов - внешнее проявление глубинных планетарных процессов Земли. Разнообразие природных обстановок (эндогенных и экзогенных условий), в которых существуют вулканы, обусловливает многообразие типов их извержений.
Наиболее распространенным типом вулканической активности является эксплозивная деятельность вулканов, в результате которой на поверхность земли поступает пирокластический материал. Доля пирокластических продуктов при извержениях вулканов различна. Например, при извержениях гавайского типа она мала, при плинианских - преобладает, а порой является единственным продуктом извержения. Структурно-текстурные особенности пирокластических отложений определяются свойствами исходной магмы, ее газонасыщенностью, вязкостью и т.д., а также динамикой эксплозивной активности вулкана.
Наиболее опасными являются извержения вулканов, поставляющие на поверхность земли пирокластические продукты риолитового, дацитового и андезитового составов, в связи с внезапностью и катастрофическими масштабами таких извержений. Всем известны последствия извержений вулканов Мон-Пеле на о-ве Мартиника (1902 г.), Безымянный на Камчатке (1956 г.), Сент-Хеленс в США (1980 г.), Унзен в Японии (1991 г.) и т.д.
В целом, в настоящее время пирокластические образования среднего - кислого составов разделяются на следующие генетические типы: отложения 1 - тефры или пирокластики, выпавшей из эруптивных облаков (pyroclastic fall), 2 - пирокластических потоков (pyroclastic flows), 3 - пирокластических волн (pyroclastic surges), 4 - пепловых облаков пирокластических потоков (ash cloud of pyroclastic flows) или коигнимбритовых облаков (co-ignimbrite plumes).
Генетические типы пирокластических отложений
|
| Рис. 1 |
Отложения тефры (pyroclastic fall) представляют собой образования, формирование которых происходит под действием гравитации из нижних частей поднимающейся над кратером вулкана вертикальной эруптивной колонны и из пепловой тучи, трансформированной из этой колонны (рис.1) [12]. Термин "тефра", в понимании С.Тораринсона, который предложил это название для обозначения всех обломочных образований, имеющих признаки воздушной транспортировки из кратера [37], в мировой практике сейчас употребляется достаточно редко, так как с увеличением степени детальности исследования пирокластики, стало ясно, что этот термин объединяет спектр отложений разного генезиса. В нашей стране термин "тефра" остался для обозначения определенных образований (см. определение), которые за рубежом называют сегодня "pyroclastic fall" [32].
По размерам частиц отложения тефры подразделяются на бомбы (глыбы), лапилли и вулканический пепел.
Образование отложений тефры, в общих чертах, состоит в следующем. В результате эксплозий над кратером вулкана формируется эруптивная колонна, которая в верхней своей части превращается в эруптивную тучу. Высота, диаметр эруптивной колонны зависят от первоначального импульса движения; от состава поступающего вещества, его расхода, т.е. связаны с эндогенными процессами. Распространение эруптивной тучи целиком подвластно атмосфере (ее стратификации, влажности; направлению и силе ветра и т.д.), т.е. зависит от экзогенных факторов.
Вблизи вулкана выпадают грубые обломки, на далеких от него расстояниях (до сотен и тысяч километров) отложения постепенно становятся тонкозернистыми. По мере удаления от вулкана кроме гранулометрического, изменяется также минеральный состав пеплов, что объясняется эоловой гравитационной дифференциацией материала.
При сильных извержениях вулканов, особенно андезито-дацитовых, на расстоянии в сотни и тысячи километров от вулкана происходит отложение больших по мощности слоев пеплов. Впоследствии эти пеплы становятся маркирующими горизонтами, служащими стратиграфическими реперами при изучении осадочных толщ, так как их образование на всей площади происходит почти одновременно и в короткие сроки (от часов до нескольких месяцев). С помощью тефрохронологии, например, восстановлена история развития примерно 10 вулканов Камчатки [5-8 и др.].
Наиболее тонкие (размером в десятки микрон и менее) фракции пеплов при сильных плинианских извержениях вулканов достигают верхних слоев атмосферы и переносятся в стратосфере на большие расстояния [21]. Например, считается, что пепел вулкана Кракатау извержения 1883 г. три раза обогнул Землю, прежде чем выпал на поверхность земли. Атмосферные явления, вызванные извержением вулкана Кракатау, сохранялись в течение более пяти лет, вулкана Агунг - три года [21]. Тонкие пеплы обладают высокой адсорбционной способностью [2,3,9,17], и в стратосферу попадают уже, по сути, аэрозоли - твердые частицы с адсорбированными ионами газов и паров воды в воздушной среде. Вынос большого количества тонких пеплов в стратосферу уменьшает солнечную радиацию, и в прошлом, по мнению некоторых исследователей, стал причиной похолоданий климата и оледенений Земли [2,9,22,28 и др.]. По данным изучения вулканических аэрозолей (например, извержения вулкана Эль-Чичон [31]) был сделан прогноз развития "ядерной зимы" на Земле, так как пылевой аэрозоль, возникающий при ядерных взрывах, сходен с аэрозолями вулканов [2,9].
По дальности распространения от центра извержения и высоте выбросов пеплов, даются оценки силы и энергии эксплозивного извержения [17]. Выяснено, что вещественный состав отложений тефры обусловливает приуроченность их определенным энергетическим классам эксплозивных извержений вулканов. Например, эксплозивные извержения, дающие пеплы базальтового состава, не отмечены выше 12-го энергетического класса, андезитового состава - встречены в пределах 3-го - 14-го классов, дацитового - в пределах 5-го - 16-го классов. Глобальный разнос пеплов, попадающих в слои тропопаузы, отмечен от 11,5 и выше энергетического класса [17].
|
| Рис. 2 |
Для обозначения всех видов потоков, сложенных раскаленными обломками, С.Арамаки предложил общее название - пирокластические потоки [1].
Пирокластические потоки представляют собой смесь разноразмерного пирокластического материала и газа, имеющую в основном ламинарное течение; причем количество обломков в смеси значительно превышает газовую составляющую (см. рис.1) [4,32,35].
Главными механизмами образования пирокластических потоков считаются: а) коллапс эруптивной колонны; б) коллапс экструзивного купола или фронта лавового потока на его склоне [27, 40, 41 и др.].
В первом случае образование потоков происходит в результате обрушения части вертикальной колонны, в которой скорость подъема и несущая способность газопепловой струи достигают минимума (рис.2а) [25,27,36]. Такой механизм образования потоков называется "суфриерским" [21], по вулкану Суфриер, где он четко проявляется. Дальность распространения потоков, в основном, определяется количеством движения и гравитацией, но велика роль в этом также газонасыщенности и автоэксплозивности материала [24].
Второй тип механизма образования потоков получил название "тип мерапи", по вулкану Мерапи, о.Ява [21] (рис.2б). По мере роста экструзивного купола вулкана его отдельные секторы постепенно становятся неустойчивыми и обрушиваются, в результате чего по склону вулкана скатываются пирокластические массы, похожие на лавины. Такие же лавины формируются в результате обрушения крутых фронтальных частей лавовых потоков на куполе вулкана.
|
| Рис. 3 |
Пирокластические потоки распространяются с высокой скоростью - до 200 м/сек [21,27], двигаясь в первой части своего пути по желобам и каньонам (рис.3). Их высокая мобильность объясняется выделением растворенного газа при разрушении ювенильных стекловатых частиц и литоидных обломков (явлением автоэксплозивности); нагреванием и расширением воздуха, захваченного фронтом и боковыми частями потока [24,26,30,34,38,39]. Кроме этого, при формировании эруптивной колонны происходит засасывание в нее воздуха, который затем способствует мобильности пирокластических потоков, образующихся при коллапсе колонны [23]. Пирокластические потоки могут преодолевать высокие препятствия, что связано, по мнению Т.Миллера и Р.Смита [29], не с расширением газов, а с количеством движения.
Для пирокластических потоков характерно хаотическое распределение разноразмерных обломков в заполнителе. Часто в разрезах отложений потоков наблюдается также концентрация обломков полосами в средних или верхних их частях, связанная с локальными ускорениями перемещения материала потоков.
Обломки в потоках представлены полуокатанным ювенильным пемзовидным материалом, а также и резургентным, состав которого многообразен: магматические "корки" с границ очага, породы выводного канала вулкана, обломки с подошвы и боковых частей долины, по которой следует поток и т.д. [27]. "Резургентными" считают также породы растущего экструзивного купола, подвергшиеся постмагматическому преобразованию в периоды межкульминационных фаз развития купола и обрушившиеся во время извержения вулкана. Материал заполнителя пирокластических потоков при движении по склону вулкана хорошо перемешивается, и его состав отражает средний состав продуктов конкретного извержения вулкана [10,12].
Различают два основных типа пирокластических потоков. Отложения пирокластических потоков пористых андезитов несортированы, содержание обломков (частиц размером более 2 мм) в них составляет не более 40-30 %, а заполнителя, соответственно - 60-70 %; глыбы достигают размера 1-1,5 м. Потоки залегают согласно рельефу; протяженность их, в зависимости от масштаба извержения, может достигать 10-20 км от кратера. Содержание ювенильного вещества в них бывает до 80 %. Поверхность отложений - ровная.
Отложения пеплово-глыбовых пирокластических потоков также несортированы и залегают согласуясь с рельефом, но количество обломков в их составе повышено до 40-50 %, размер глыб может достигать 7-10 м. Длина потоков небольшая - до 10 км, содержание собственно ювенильного вещества в них - до первых десятков процентов. На поверхности потоков четко выражены бортовые и фронтальные валы высотой до 10-15 м.
Пирокластические волны представляют собой высокогазонасыщенные турбулентные потоки с низким содержанием обломочного материала [25,32, 33,35]. Движущей силой пирокластических волн, как и потоков, является количество движения магмы, автоэксплозивность, а также высокие газонасыщенность и температура материала. Скорость распространения таких волн достигает 100-150 км/ч [21,27], дальность зависит от мощности извержения, состава, газонасыщенности, температуры пирокластики, присутствия на их пути значительных по высоте препятствий и т.д. Волнам присуще стремительное, "ураганное" распространение от центра извержения; отмечались случаи преодоления ими препятствий высотой более 600 м [120]. В то же время волны не поднимаются высоко над землей (см. рис.1, рис.3) [32].
В настоящее время выделяются две основные разновидности пирокластических волн: приземная волна и волна пеплового облака.
|
| Рис. 4 |
Приземная пирокластическая волна (ground surge), выделенная Р.Спарксом и Г.Уолкером [33], образуется при обрушении краевых частей эруптивной колонны и по времени опережает пирокластический поток, формирующийся при коллапсе центральной части этой колонны. Некоторые ученые считают также, что такие волны возникают и в процессе движения пирокластического потока: благодаря подсосу воздуха во фронтальных и боковых частях потока происходит сепарация частиц его заполнителя и отложение их в виде песчаного прослоя в основании пирокластического потока [40,41]. Эти механизмы образования отложений в какой-то мере объясняют то, что породы приземной пирокластической волны подстилают и обрамляют отложения пирокластических потоков.
Отложения приземной волны представляют собой хорошо отсортированные средне-крупнозернистые пески с небольшим количеством обломков размером от 2 до 20-30 мм. Мощность отложений при слабых извержениях вулканов может достигать 10 см; при сильных, катастрофических - 2-3 м [4,12]. Особенностью образований является то, что их переход в отложения пирокластических потоков происходит постепенно, без резкой границы [12].
Яркой чертой заполнителей этих отложений является одномодальное распределение фракций - резкое преобладание частиц диаметром 0,125 - 0,25 мм (например, до 30-42 %, вулкан Безымянный (рис.4)) или 0,25 - 0,5 мм (например, до 37-45 %, вулкан Шивелуч). Обломков крупнее 2 мм содержится в них не более 10 %. Характерно, что преобладающие фракции заполнителей приземных волн и пирокластических потоков одного извержения - одинаковы.
Формирование пирокластической волны пеплового облака (ash cloud surge, понятие ввел Р.Фишер [25]) происходит в результате конвективной гравитационной дифференциации пирокластики при движении ее по склону вулкана [10,12,27]. При движении пирокластического потока над ним на несколько километров в высоту поднимаются пепловые облака пирокластического потока. Внутри этих облаков, непосредственно над потоком, формируется турбулентный низкоплотностный высокогазонасыщенный и высокотемпературный "слой", который распространяется прямолинейно и с высокой скоростью, может отрываться от тела потока и двигаться независимо от него. Этот "слой" и называется пирокластической волной пеплового облака.
Отложения волн пеплового облака, грубослоистые или монолитного облика, залегают в виде пятен на отложениях пирокластических потоков и заплесков на бортах долины, по которой двигалась пирокластическая масса, встречаются в форме дюн и дюнного рельефа, небольших отдельных потоков и протяженных покровов. Они также могут быть обнаружены в основании пирокластических потоков. Tогда на кровле отложений волн пепловых облаков (ash cloud surge) обычно залегает тонкий материал пепловых облаков пирокластических потоков (ash cloud of flows) мощностью от первых миллиметров (если он формируется после остановки порций пирокластических потоков) до первых или десятков сантиметров (если фиксирует окончание кульминационной фазы извержения вулкана). Мощность отложений волн пепловых облаков может достигать 1 - 2 м при слабых извержениях вулканов и 3 - 5 м при сильных [4,12].
Материал пирокластических волн пепловых облаков (ash cloud surges) агрегирован, в отличие от приземных волн (ground surges), что связано, вероятно, с различиями в механизме формирования их отложений [12].
По гранулометрическому составу заполнители отложений волн пепловых облаков имеют бимодальное распределение фракций - преобладание частиц размером 0,125 - 0,5 мм и менее 0,056 мм (см. рис.4) [12]. Содержание обломков в них достигает 20 - 25 %. Преобладающая крупнозернистая фракция заполнителей отложений совпадает с таковой пирокластических потоков.
Особой разновидностью пирокластических волн являются отложения, формирование которых происходит при извержениях вулканов типа направленных взрывов. Впервые отложения направленного взрыва были детально описаны на вулкане Безымянный после катастрофического извержения 30 марта 1956 г. Тогда же, в результате изучения характера и продуктов этого извержения, Г.С.Горшков ввел понятие "извержение типа направленного взрыва" [13]. Похожие отложения, связанные с направленным взрывом, были выделены на вулканах Мон-Пеле, Сент-Хеленс, Унзен и др.
Отложения песка направленного взрыва (названы Г.С.Горшковым и Г.Е.Богоявленской [14]). После выброса взрывных или обрушения обвальных масс, открывающих магматическую камеру вулкана, появляется высокотемпературная эмульсия твердого материала в смеси водяного пара и газа, которая через несколько секунд после извержения занимает объем в несколько тысяч раз больший, чем вначале (по А.Лакруа, [28]). Энергия таких "эмульсий" не затрачивается на подъем в эруптивной колонне и обрушение из нее, а целиком состоит из "первичной" кинетической. Мощные пирокластические волны ураганом, стремительно, сметая все на своем пути, распространяются на 25 - 30 км от центра извержения.
Отложения песка направленного взрыва не согласуются с топографией подстилающего рельефа - их мощность (до 2 м у кратера вулкана и до 1 - 2 см на расстоянии 30 км) примерно одинакова и в долинах и на водоразделах. Залегают они как на поверхности земли - на почвенно-пирокластическом чехле, так и в разрезах - под отложениями агломерата направленного взрыва и пирокластического потока [4]. Отложения песка направленного взрыва, как и образования волн пепловых облаков, слоисты.
По гранулометрическому составу такие отложения представляют собой вулканический песок с примесью обломков пород до 10 - 20 %. Преобладают обломки диаметром 1 - 2 см, но встречаются и размером до 10 - 20 см.
Отложения пепловых облаков пирокластических потоков или пеплы облаков потоков (ash cloud of pyroclastic flow или ash cloud of flow) или коигнимбритовых облаков (co-ignimbrite plumes) образуются в процессе движения пирокластического потока по склону вулкана и представляют собой пеплы, отделившиеся от заполнителя потока в результате конвективной гравитационной дифференциации пирокластической массы [12]. Пока поток (или его порции) движется, над ним клубится пеплово-паро-газовое облако, из которого впоследствии, спустя некоторое время после остановки пирокластического потока, происходит отложение "пеплов облаков потока".
Не выделяя эти отложения в отдельный тип, но подчеркивая различия их с образованиями "палящих туч", Г.С.Горшков писал: "Тучи, поднимающиеся над раскаленными лавинами, сколь они ни эффектны, имеют низкую температуру, не могут ничего опалить..." И далее: "Туча..., поднимающаяся над раскаленной лавиной, генерируется в лавине, поднимается вертикально вверх, не распространяясь в стороны, и не имеет разрушительной силы"[15, С. 60].
В отличие от тефры, выбрасываемой из кратера вулкана на высоты 5 - 20 и более километров, пепловые облака потоков, как правило, поднимаются над поверхностью на высоты лишь первых километров. При формировании разных типов потоков их пепловые облака достигают разных высот. Так как пирокластические потоки ювенильных пористых андезитов содержат до 60 - 70 % заполнителя, большое количество ювенильного материала и газа, их пепловые облака поднимаются на большую высоту и их отложения имеют больший ареал распространения, по сравнению с пепловыми облаками пеплово-глыбовых пирокластических потоков (даже при одинаковых масштабах извержений, продуцирующих разные потоки). Замечено также, что в момент наивысшего поднятия облака над фронтом потока, максимальная ширина облака примерно равна его высоте от поверхности потока, а эта величина, в свою очередь, в 8 - 10 раз превышает ширину фронта пирокластического потока [12].
При небольшом ветре отложения пепловых облаков имеют в плане эллипсообразную форму. Пирокластический поток и его окрестности они перекрывают слоем примерно одинаковой мощности (см. рис.3), на удалении этот слой постепенно истончается. Границы распространения отложений находятся в 1,5 - 2 км от оси пирокластического потока (при ширине потока в несколько сотен метров) и несколько дальше от его фронта. При сильном ветре форма "эллипса" отложений может быть изменена. В зависимости от масштаба извержения, стратификации атмосферы в момент извержения вулкана, а также силы ветра, пепловые облака потоков могут перемешиваться с нижними слоями эруптивной тучи, а их материал может переноситься на далекие расстояния. В целом, распространение отложений пепловых облаков пирокластических потоков зависит от масштаба извержения, состава пород вулкана, типа пирокластического потока, стратификации атмосферы, силы и направления ветра.