Природа вулканов | Блог о природе

Природа вулканов

4

Извержение

УДК 5.133 + 5.111

Природа вулканов

Шумилов В.Н

Аннотация: В работе раскрывается природа движущих сил вулканических извержений – в ходе мантийной конвекции огромные массы пород различного химического состава перемещаются через зоны всё более высоких давлений и температур. При этом основная масса перемещающихся пород остаётся твёрдой (аморфной), тогда как некоторые сравнительно небольшие объёмы вещества другого химического состава вследствие повышения температуры с глубиной становятся жидкими и в результате деформации участков мантийного конвекционного потока могут быть выдавлены и выдавливаются из земных недр в виде вулканических извержений.

Nature of volcanic eruptions

Shumilov V.N.

Abstract: Nature of motive forces of volcanic eruptions opens up in-process. During mantle convection enormous the masses of matter, that have different composition, are moving through the areas of different (the growing?) pressures and temperatures. During this moving almost all the masses remain hard (amorphous). But some comparatively small volumes of matter (with other chemical composition) because temperature is increasing with a depth, become liquid and as a result of deformation of areas of mantle convection stream can be squeezed out and squeezed out from the earthly bowels as volcanic eruptions.

* * * * *

До настоящего времени нет ясного понимания природы извержений вулканов, и понимания механизма возникновения движущих сил этого явления, и понимания возникновения жидких масс в казалось бы твёрдой среде, пропускающей поперечные волны. Для объяснения природы вулканических извержений было выдвинуто множество гипотез, но ни одна из них не выдерживает критики. В этой работе предлагается описание модели вулканических извержений, позволяющей обоснованно ответить практически на все вопросы, касающиеся вулканических извержений и не имевшие раньше убедительных ответов.

Приведём важнейшие черты вулканических извержений, существование которых должна объяснять и учитывать модель функционирования вулкана:

1. При извержении вулканов из земных недр извергаются огромные объёмы пород.

2. Истечение сравнительно тяжёлой (с большим удельным весом) жидкой лавы из кратера вулкана происходит на различной высоте относительно уровня моря, часто на большой.

3. Извержению вулкана всегда предшествуют сейсмические явления, а во время извержения сейсмические явления сопровождают его. Как только сейсмические явления прекращаются, прекращается и извержение.

4. Как правило, вулканы приурочены к границам литосферных плит.

5. Температура и состав продуктов извержения различных вулканов существенно различаются. Поэтому и наблюдаются извержения вулканов различного типа (гавайский, плинианский, стромболианский, пелейский ... ). Иногда состав извергаемых пород меняется даже от извержения к извержению у одних и тех же вулканов. Более того, иногда состав извергаемых пород меняется даже на протяжении одного извержения, как это было во время катастрофического извержения Кракатау в 1883 году..

6. Извержения происходят время от времени, с разными промежутками времени между ними. Количество пород, извергаемых вулканом за одно извержение, достаточно сильно меняется от извержения к извержению. При этом усреднённое количество извергаемых за единицу времени пород остаётся приблизительно постоянным на протяжении почти всей жизни рассматриваемого вулкана.

7. Все вулканы в течение своей жизни извергаются множество раз. А после некоторого количества извержений вулканы «засыпают». Иногда надолго, иногда навсегда.

8. В земной коре практически повсеместно экспериментально наблюдается огромное субгоризонтальное одноосевое сжатие вплоть до предела прочности пород коры. Чем ближе к краю плиты, тем больше напряжение сжатия в коре. До 400 МПА, согласно [9]. Природа возникновения этого сжатия раскрывается в работах [дрейф плит], [горообразование], [движущие силы землетрясений].

9. Экспериментально наблюдается движение литосферных плит, в том числе субдукция, под действием объяснённых сил.

В пункт 8 констатируется наличие и объясняется происхождение сил, достаточных для развития давления, способного выдавить на дневную поверхность через жерла вулканов огромные объёмы раскалённых масс с глубин, где царят температуры, соответствующие жидкому состоянию извергаемых веществ. Эти вещества погружаются на упомянутые глубины в составе плит, вталкиваемых в земные недра на всё большие глубины, в зоны всё более высоких температур в ходе субдукции плит.

Из перечисленных основных черт, характеризующих деятельность вулканов, а также из достаточно надёжно установленных знаний о недрах Земли вытекают два главных, на мой взгляд, вопроса, касающихся природы движущих сил вулканических извержений, и не получивших до настоящего времени убедительных ответов:

1) Каким образом в недрах Земли создаётся избыточное давление, необходимое для обеспечения подъёма тяжёлой жидкой магмы из глубин Земли до высоты кратеров вулканов, из которых изливается жидкая магма – лава?

2) Каким образом в недрах, казалось бы, твёрдой астеносферы Земли образуются огромные объёмы жидкой магмы, тогда как распространение через земные недра поперечных сейсмических волн свидетельствует о твёрдости недр?

На сегодняшний день популярны следующие гипотезы, выдвинутые для ответов на эти вопросы:

А) Жидкая магма образуется из материала твёрдых литосферных плит в результате выделения тепла при трении плит в ходе тектонических движений.

Б) Необходимое тепло в количествах, достаточных для образования жидкой магмы из твёрдых пород, выделяется в результате локальной высокой концентрации радиоактивных веществ в области будущей магматической камеры.

В) Эти две гипотезы выглядят крайне неубедительно. Более распространённой сегодня является третья гипотеза образования жидкой магмы, которая также не выглядит сколько-нибудь убедительной, особенно при попытке её детального анализа.

Рассмотрим же эту наиболее распространённую сегодня модель действия вулкана [1], [2]. Согласно этой модели земные недра в зоне будущей магматической камеры тверды, в них нет жидкой магмы – магма пока находится в твёрдом состоянии. Но есть в этой области огромное давление и высокая температура (давление P = удельный вес * D, температура Т = геотермический градиент * D; где D есть глубина). Диаграмма состояния вещества такова, что при изотермическом уменьшении давления (с неизменностью температуры, существовавшей до расширения) в области высоких давлений и температур при соответствующих температуре и давлении вещество может из твёрдого состояния перейти в жидкое, как это изображено на Рис 1 а.

Изотерма-адиабата

Согласно этой модели, в некоторой области недр давление в результате тектонических процессов быстро падает, магма в зоне понижения давления именно благодаря понижению давления переходит из твёрдого состояния в жидкое, и начинается извержение вулкана. Здесь мы видим необоснованную молчаливую убеждённость в однородности недр и эклектическое смешение физических законов, которые и приводят к превратному пониманию природы вулканов.

В этой гипотезе используются фрагменты физических теорий, несовместимые, в данном случае, в рассматриваемой области применения. В этой модели совершенно упускается из вида численная сторона и временные рамки предполагаемого процесса образования жидкой магмы, которая делает такой процесс невозможным. Ведь для того, чтобы жидкая магма поднималась с глубины расположения магматической камеры на дневную поверхность, наоборот, должно быть создано избыточное давление, то есть превышение давления над исходным горным давлением на глубине будто бы образующейся магматической камеры, а не его уменьшение, как этого требует рассматриваемая гипотеза. Кроме того, если процесс протекает быстро, то он является не изотермическим, а адиабатическим (то есть, без переноса энергии, тепла, между элементарными объёмами). Поэтому при падении давления из-за затрат энергии на работу по увеличению объёма уменьшается температура. В дополнение к этому, для перевода вещества из твёрдого состояния в жидкое (в пределах образующейся магматической камеры) необходимо ещё подвести к этому веществу изрядное количество теплоты (теплоты плавления), необходимой для плавления, иначе вследствие затрат на работу по плавлению и расширению температура вещества снизится. И, в лучшем случае, без подвода тепла сможет расплавиться лишь малая часть объёма с одновременным уменьшением температуры (при продвижении по границе фаз в фазовой диаграмме между твёрдым и жидким состоянием). Так что диаграмма этого процесса с быстрым падением давления будет выглядеть совсем не изотермической, как на Рис1а, а адиабатической, как на Рис1б. А для подъёма магмы необходимо огромное избыточное давление, так что даже если бы магма и перешла перед этим из твёрдого состояния в жидкое из-за внезапного понижения давления (чего не может быть в адиабатическом процессе), то повышенное давление, необходимое для обеспечения подъёма магмы, сразу же превратило бы жидкую магму в твёрдую. Этим несоответствием и отвергается возможность образования вулканической магмы из твёрдых пород и её подъём при внезапном уменьшении давления.

А ведь ещё нужно затратить огромное количество механической работы на подъём жидкой магмы из магматической камеры на высоту кратера вулкана (или затратить на этот подъём тепло). Кроме всего прочего, температура извергаемой лавы часто существенно превышает температуру её плавления, хотя при подъёме температура лавы успела существенно уменьшиться, что никак не может быть объяснено рассматриваемой гипотезой. Для обеспечения такого превышения температуры плавления магмы к ней должно было бы каким-то образом подведено существенное количество тепла сверх того, что необходимо для плавления, и, к тому же, при более высокой температуре, чем она есть в зоне исходно твёрдой магмы, где, в соответствии с критически рассматриваемой гипотезой, должна была бы образоваться описываемая МК.

При подъёме на поверхность с глубины МК магма остывает по многим причинам: частично из-за передачи тепла окрестностям магматического канала за счёт теплопроводности, частично из-за того, что при подъёме магмы давление в ней уменьшается. При этом жидкая магма слегка увеличивается в объёме и поэтому уменьшает свою температуру (тратится работа на увеличение объёма). Но ещё большее количество тепла отбирают у поднимающейся к дневной поверхности магмы вырывающиеся из неё при уменьшении давления по мере подъёма газы, которые были растворены в ней при высоком давлении, действующем в зоне МК, поскольку на работу по расширению газов затрачивается большое количество тепла. Видим, что для обеспечения возможности вулканических извержений необходимо, чтобы исходная температура жидкой магмы на выходе из магматической камеры существенно превышала температуру её плавления. Хотя, согласно рассматриваемой гипотезе, температура магмы вследствие уменьшения давления (в результате быстрого расширения зоны будущей МК) на выходе из МК никак не может быть выше температуры плавления магмы в данных условиях.

Так что при попытке детального рассмотрения популярной сегодня модели извержения вулкана сразу же выявляется её несостоятельность.

Обратим теперь внимание на объёмы пород, извергаемые вулканами. Они чрезвычайно велики. Так, объем вулканического конуса высотой 2 км и диаметром 8 км, сложенного изверженными породами, имеет объём порядка 35 км3 . А размеры Гавайских вулканов намного больше: скажем, вулкан Мауна Лоа имеет объём порядка 75 000 км3. Очевидно, что эти породы (слагающие вулканическую постройку) извержены из земных недр. В то же время в земных недрах физически невозможно существование пустот при действующих там давлениях, поскольку предел прочности пород при одноосевом сжатии порядка 2000 кгС/см2 (200 Мпа), что соответствует горному давлению, создаваемому слоем пород толщиной около 7 километров. То есть, уже на глубине 7 км невозможно существование пустот, поскольку стенки такой пустой камеры сразу же «выстреливали», выдавливались бы в пустоту камеры под действием горного давления со стороны окрестностей камеры. Это заставляет нас сделать вывод, что, в любом случае, земные недра во время извержения огромных объёмов пород каким-то образом деформируются, замещая вышедшую из недр на земную поверхность лаву, перемещая на место вытесненных из недр лаву породами окрестностей МК.

Поскольку на глубине расположения МК не может быть пустот (из-за конечной прочности пород, слагающих окрестности МК, незаполненный веществом пустой объём был бы просто раздавлен огромным горным давлением), объём магматической камеры (МК) в ходе извержения вулкана уменьшается на величину объёма изверженных пород. Но каким образом обеспечивается уменьшение объёма МК при излиянии лавы из кратера вулкана? Что является причиной, а что следствием? Гипотетически возможны два варианта механизмов, обеспечивающие уменьшение объёма МК на величину объёма излившейся лавы и соответствующие двум разнонаправленным причинно–следственным связям:

А) Уменьшение давления в МК вызывает уменьшение её объёма. Магма каким-то образом «высасывается» из МК, так что давление в ней становится намного меньше горного давления в её окрестностях, что и приводит к деформации стенок МК и уменьшению её объёма на величину объёма излившейся лавы. Но при этом возникает неразрешимый вопрос: Если в МК давление каким-то образом уменьшается, то откуда берётся огромное дополнительное давление, необходимое для прокладывания путей, по которым движется магма, и для подъёма тяжёлой лавы до высоты кратера вулкана? Возможен ли такой супернасос на выходе из МК, уменьшающий давление в МК и тут же увеличивающий это давление до величин, достаточных для прокладывания магматического канала в плотных и достаточно прочных породах окрестностей МК и подъёма тяжёлой лавы на высоту кратера? Такой супернасос трудно себе представить даже чисто гипотетически. Попросту говоря, такой супернасос просто невозможен, его нет в природе.

Б) Гораздо более реалистическим выглядит другой вариант, обеспечивающий равенство этих объёмов. За счёт тектонических движений деформируются твёрдые стенки и окрестности сравнительно небольшой по объёму МК, заполненной жидкой магмой (из-за малости объёма МК и пропускают недра поперечные сейсмические волны), уменьшая почти замкнутый объём МК. Жидкая магма за счёт возникающего при уменьшении объёма МК избыточного давления выдавливается из МК во всех направлениях: вниз, вверх, в стороны. Магма, находящаяся под избыточным давлением, прокладывает магматические каналы во всех наиболее легко реализуемых направлениях. Иногда эти магматические каналы или каналы—щели, образовавшиеся вырывающимися из магмы по мере её подъёма газы, достигают дневной поверхности Земли и тогда имеем извержение вулкана. Если же выдавленная при данном тектоническом движении (в данном эпизоде) из МК магма или её составляющие не достигают дневной поверхности, мы имеем просто серию землетрясений. При этом в окрестностях магматической камеры в любом случае образуются различные интрузии выдавленной из МК магмы в виде силл и даек. Этот единый механизм тектонических движений обеспечивает и землетрясения, и извержения вулканов. Но здесь возникает вопрос о движущих силах, способных развить необходимое давление.

Невозможно даже представить себе, чтобы на вершине горы из-под земли била фонтаном вода с удельным весом 1 Г/см3 – для этого необходимо, чтобы в водоносном слое у подножия горы было создано огромное избыточное давление. А для подъёма на огромную высоту (высоту кратера вулкана, из которого истекает лава в некоторых вулканах) жидкой лавы (гораздо более тяжёлой, чем вода) на уровне магматической камеры должно быть развито избыточное давление (сверх обычного горного на этой глубине, создаваемого слоями вышележащих пород), намного большее, чем для водяного фонтана на вершине горы. К тому же, лава тяжелее не только воды, но, почти всегда, и окрестных пород. Действительно, плотность дегазированных, спокойно истекающих из вершин гавайских вулканов лав составляет порядка 3 г/см3. При этом разность высот между подножием и вершиной вулкана Мауна Лоа составляет более 9 км (высота над уровнем моря составляет 4169 м, и под водой более 5000 м). С учётом компенсации части давления давлением слоя воды толщиной 5 км (=500атм=500кГ/см2) избыточное давление, необходимое для подъёма лавы до высоты кратера вулкана составляет (3Г/см3)*900000см=2700кГ/см2 – 500кГ/см2 =2200 кГ/см2, что приблизительно равно пределу прочности пород, слагающих основание этого вулкана (прочность базальтов океанического дна составляет порядка 2000 кГ/см2 [3] при нормальных условиях, то есть при обычном давлении на уровне моря 1 атм). Понятно, что это огромное избыточное давление, выталкивающее жидкую магму из магматической камеры, может быть создано только за счёт уменьшения её объёма (за счёт деформирования камеры). Причем предельная величина избыточного давления, выдавливающего магму из МК, определяется прочностью твёрдых пород окрестностей МК. Отметим, что земная кора везде, в том числе и в зоне вулканического кольца вокруг Тихого океана подвержена огромному субгоризонтальному сжатию – до 400 МПА [9]. Это сжатие как раз и является той движущей силой, что создаёт избыточное давление в МК.

Каким образом в МК возникает избыточное давление, которое и лежит в основе природы извержения вулкана? При всестороннем сжатии недр жидкое содержимое замкнутого объёма МК оказывает сопротивление всестороннему сжатию точно так же, как и твёрдые стенки и окрестности МК. В этом случае магматическая камера практически не меняет свою форму.

Причина деформации магматической камеры (и создания, вследствие уменьшения её объёма огромного избыточного давления) проста – деформация камеры с выдавливанием из неё соответствующих объёмов магмы происходит в результате и в ходе тектонических движений в моменты превышения предела прочности окрестностей магматической камеры (когда разница величин одноосевых напряжений превышает предел прочности пород, что составляет порядка 2000 кгС/см2) при нормальных условиях. Поэтому и предшествуют, и сопутствуют каждому извержению любого вулкана сейсмические явления – происходит деформация недр, приводящая к уменьшению объёма магматической камеры с соответствующим повышением давления и выдавливанию из неё жидкой магмы во всех направлениях – и вверх, и вниз, и в стороны. Это происходит потому, что жидкость, которая может быть вытеснена куда-то из замкнутого объёма, в начальный момент, при нулевом избыточном давлении, не оказывает такого сопротивления одноосевому сжатию-деформации, как твёрдые стенки магматической камеры. Поскольку в области МК эффективное сечение пород, на которое действует суммарная сила сжатия, меньше, чем в её окрестностях (сама МК заполнена жидкостью), то и происходит деформация стенок МК. При повышении же в деформируемой магматической камере избыточного давления жидкая магма начинает оказывать сопротивление сжатию во всех направлениях, в том числе и в направлении сжатия. Напряжения в различных направлениях выравниваются, и деформация прекращается.

Когда напряжение сжатия в различных направлениях различается, твёрдое вещество меняет свою форму под действием таких напряжений незначительно, но лишь до тех пор, пока разница напряжений в различных направлениях не превышает предела прочности (у базальта, предположительно близкого по механическим характеристикам к веществу мантии, этот предел прочности составляет порядка 2000 кгС/см2 при нормальных условиях).

В то же время вещество в жидком состоянии деформируется при малейших различиях механического напряжения в различных направлениях, сразу же выравнивая в жидкости давление (напряжение) во всех направлениях. Так что при неравенстве напряжений в твёрдых стенках МК в различных направлениях жидкое содержимое МК не оказывает должного сопротивления в направлении наибольшего напряжения. В этом направлении сопротивление сжатию жидкого содержимого МК такое же, как и сопротивление твёрдых стенок МК и её окрестностей в направлении наименьшего напряжения и равно напряжению в этом направлении. Поэтому стенки МК могут быть деформированы (выдавлены в направлении напряжения, превышающего напряжения в других направлениях на величину предела прочности при одностороннем сжатии) при различных тектонических движениях, создающих различающиеся напряжения в разных направлениях. При этом жидкое содержимое МК будет выдавлено из объёма МК, замкнутого до деформации, подобно повидлу из булки при её сжатии или изгибе.

Перераспред_напряж

На рисунке хорошо видно, что при напряжениях сжатия, в направлениях 1 и 3 больших, чем в направлении 2 и 4, жидкость из замкнутого объёма будет вытесняться в направлениях 2, 4, где напряжения малы и не могут компенсировать возросшее давление жидкости в магматической камере.

Поскольку избыточное давление жидкой магмы распространяется во всех направлениях, оно заставляет магму прокладывать себе путь в тех направлениях, где прочность стенок камеры меньше возникшего избыточного давления. Выдавливаемая из камеры магма начинает прокладывать себе путь во всех возможных направлениях, создавая и расширяя различные щели. Иногда этот путь прокладывается до самой земной поверхности, и тогда имеем извержение вулкана. При этом прокладывании пути магмы (образовании магматического канала) наряду с первопричинными землетрясениями, следствием которых является деформация МК с уменьшением её объёма, происходят и гораздо меньшие по величине вторичные сейсмические явления, возникающие вследствие быстрого смещения сравнительно малых объёмов пород в моменты расширения щелей магмой, прокладывающей себе путь.

По мере подъёма магмы давление в ней уменьшается, и происходит дегазация магмы (при уменьшении давления из неё выходят растворённые под огромным давлением на глубине расположения МК газы, подобно тому, как выходят газы из откупоренной бутылки шампанского). Причём процесс дегазации элементарного объёма магмы, поднимающейся из глубин, происходит с быстрым (значит, без подвода тепла) существенным увеличением этого объёма, то есть, с затратой работы, а поэтому с уменьшением температуры магмы и вырвавшихся из неё газов. Эти газы расширяются так быстро, что могут истекать из магматического канала со сверхзвуковыми скоростями (если сечение магматического канала способствует этому).

Если вышележащие породы достаточно плотны и прочны, давление под ними во время прокладывания магмой пути наверх в результате поступления всё новых объёмов раскалённой жидкой магмы и особенно газов из нижележащей магматической камеры может вырасти до таких величин, что, в конце концов, произойдёт взрыв, подобный катастрофическому извержению Кракатау. Но взрывы такого масштаба сравнительно редки. Чаще всего процесс вытеснения магмы из камеры не доходит до такого взрыва. Вытесняемая из камеры магма находит и прокладывает себе путь наверх постепенно, мелкими рывками, проникая в различные щели (скорее, в менее прочные прослойки) и расширяя эти щели или раздвигая более прочные слои по поверхности более слабой прослойки. Такие расширения щелей геологи наблюдают в виде силл – горизонтальных, относительно тонких и больших по площади слоёв остывшей вулканической лавы, внедрившихся в более древние породы [4]. А также в виде вертикальных интрузий – даек. По существу, силлы и дайки являются решающим материальным свидетельством того, что во время прокладывания магматического канала от МК к дневной поверхности в прокладываемом канале и его окрестностях развивается огромное избыточное давление (в добавок к обычному горному на соответствующей глубине). Только таким огромным давлениям под силу разорвать породы по самой слабой поверхности и раздвинуть огромные массивы окружающих дайку и сопротивляющихся деформации пород или приподнять всю толщу вышележащих слоёв породы на толщину силла. Можно сказать, что таких свидетельств избыточного давления при продвижении магмы вполне достаточно для отказа от гипотезы об образовании очагов жидкой магмы вследствие понижения давления в некоторой области недр.

Но такие наблюдения результатов продавливания магмы через более древние породы могут быть произведены в окрестностях потухших вулканов лишь потом, после прекращения их деятельности. А во время извержения, и особенно перед активной фазой извержения вулкана это расширение щелей и промежуточное накопление магмы в них (пока путь на поверхность ещё только прокладывается) проявляется в виде небольшого поднятия местности в окрестностях вулкана. Это поднятие легко обнаруживается перед извержением вулкана с помощью геодезических измерений [5]. Оно также является свидетельством огромного избыточного давления в МК, а не уменьшения там давления в соответствии с распространённой сегодня гипотезой. Во время извержения вулкана (после того, как путь магме на дневную поверхность уже проложен) давление снижается из-за появившегося пути уменьшения давления через жерло вулкана, его окрестности слегка опускаются (если магма ещё не затвердела в щелях).

Когда одноосевые напряжения в окрестностях МК уменьшаются, тектонические подвижки заканчиваются, объём магматической камеры перестаёт уменьшаться, магма из неё уже не выдавливается, истечение лавы из кратера прекращается. Избыточное давление в камере (появившееся в результате уменьшения объёма МК) начинает падать практически до нуля за счёт растекания магмы, заполняющей во время извержения весь вертикальный магматический канал от МК до дневной поверхности, во всех возможных направлениях, через боковые каналы-щели, образовавшиеся вследствие действия избыточного давления. Жидкая лава, поднятая за счёт огромного избыточного давления в магматической камере и высокого темпа вытеснения магмы из МК во время извержения до уровня кратера, в это время, в конце извержения, уходит в недра (растекаясь с малой скоростью по малым щелям в окрестностях магматической камеры и канала). И опускается при этом до равновесного уровня, когда избыточное давление на уровне МК становится равным 0. В это время потока магмы из МК уже нет, а расход магмы через сеть мелких трещин по всей высоте магматического канала продолжается. Это вытекание магмы через мелкие трещины происходит за счёт давления столба магмы, поначалу заполняющей главный магматический канал до высоты кратера. Магма в главном канале создаёт огромное избыточное давление, которое и продолжает выдавливать магму через нижележащие щели. В результате жерло вулкана (его верхняя часть) освобождается от уходящей вниз под действием собственной тяжести, растекающейся по мелким подземным щелям магмы-лавы. Газы некоторое время ещё продолжают вырываться из уходящей вниз лавы. Извержение прекращается до следующей тектонической подвижки. Что мы и наблюдаем в конце очередного извержения любого вулкана.

Объёмы пород, изверженных при каждом очередном извержении, достаточно сильно меняются от извержения к извержению, однако в масштабе столетий и тысячелетий тектонические движения происходят достаточно равномерно, поэтому и объём магматической камеры уменьшается достаточно равномерно. Поэтому и наблюдаем мы постоянство усреднённой скорости извержения пород (количество изверженных пород) / (промежуток времени от предыдущего извержения) у каждого вулкана. «...Статистически установлена прямая связь полной энергии извержения с продолжительностью предшествовавшего ему периода покоя. Если же расход вещества усреднять на интервалах, включающих несколько извержений-событий, он оказывается постоянным» [6].

Точно так же приблизительно постоянна средняя скорость горообразования на всей поверхности Земли, которая приблизительно компенсируется количеством пород, выносимых реками в океан в виде растворов или взвесей. Эта скорость оценивается в 6-10 км3/год [горообразование]. Средние скорости извержения вещества вулканами намного ниже. При катастрофических извержениях, случающихся раз за несколько столетий, вулканы выбрасывают из себя десятки кубических километров лавы, пепла, газов (в пересчёте на плотное состояние). В конечном итоге, почти всё вещество, извергаемое вулканами в зоне субдукции, представляет собой преобразованное вещество океанического дна, увлечённое погружающейся корой. Пройдя за 1 — 3 миллиона лет со скоростью порядка 0.1 м/год 100 — 300 км от места начала погружения до места извержения, увлечённое погружающейся плитой вещество попадает в зону температур, достаточных для его плавления и выдавливается через жерло вулкана на поверхность Земли. Можно сказать, что количество извергаемого вулканами вещества, в среднем, соответствует (но не равно) количеству увлечённых осадочных океанических пород. Поэтому трудно судить с большой точностью о влиянии на состав земной поверхности, атмосферы, продуктов извержений вулканов в глобальном масштабе, поскольку извергается, в основном, то, что недавно (порядка миллиона лет назад) было поглощено при субдукции. То есть, говоря о вкладе вулканов в изменение условий на поверхности Земли, следует учитывать, что погружается в недра при субдукции.

Поскольку извержения вулканов представляют собой следствие тектонических подвижек – землетрясений, то всегда землетрясения и предваряют извержения. А вулканы наблюдаются лишь в сейсмически активных зонах. То есть, вулканы практически всегда приурочены к краям тектонических плит, где происходят гигантские деформации.

При уменьшении объёма магматической камеры до нуля (или до такого состояния, когда становится уже невозможным дальнейшее уменьшение её объема) из неё уже ничего невозможно выдавить, и вулкан засыпает навсегда. Извержения данного вулкана могут прекратиться и по той причине, что в ходе погружения МК вместе с вмещающей её литосферной плитой, в которой она образовалась, МК постепенно опускается на слишком большую глубину, с которой магма уже не может быть выдавлена на земную поверхность. Или кора в окрестностях действовавшего вулкана становится толще и прочнее в результате предыдущих извержений.

Переходы при конвекции

Чем обусловлено различие составов и температур пород, извергаемых различными вулканами? И почему, вообще, образуются магматические камеры, заполненные жидкими магмами различного состава? Ответ на этот вопрос вытекает из рассмотрения процесса субдукции (и спрединга). Сегодня у геофизиков нет сомнений, что литосферные плиты движутся со скоростями порядка 0.1 м/год. Движение литосферных плит надёжно установлен на основе большого количества независимых фактов, начиная с обнаружения и объяснения палеомагнитных полос на океаническом дне и заканчивая прямыми геодезическими измерениями расстояний между материками, островами. Это движение плит происходит в результате их увлечения медленными мантийными конвекционными потоками в аморфном веществе, возникающими и поддерживаемыми вследствие выноса тепла из центральных зон Земли к её поверхности [7].

Движущей силой мантийной конвекции является тепло, так или иначе генерируемое в центральных областях Земли (независимо от гипотез о его происхождении). Это тепло не успевает отвестись за счёт кондуктивной теплопроводности в твёрдых породах. Породы теряют твёрдость, их свойства приближаются к свойствам жидкостей. Поэтому и возникают конвекционные потоки в твёрдой, слабо текучей мантии Земли. У этих очень медленных конвекционных потоков есть как восходящие, так и нисходящие участки. В окрестностях восходящих потоков литосферные плиты раздвигаются восходящими потоками, то есть, увлекаются в разные стороны расходящимися из области подъёма конвекционного потока его горизонтальными участками, и мы наблюдаем дивергенцию, расхождение плит в зоне восхождения потоков – в зоне спрединга. В зоне нисхождения конвекционных потоков наблюдается конвергенция, схождение плит. В каких-то районах земного шара сближение плит приводит при чрезмерном нарастании субгоризонтальных напряжений сжатия земной коры к «торошению» земной коры – здесь возникают и продолжают расти горы – результат сминания краёв сходящихся литосферных плит [7]. В других местах сближения плит одна из плит остаётся на месте, а другая – «подныривает» под неё заталкивается огромной силой вязкого трения, порождающей наблюдаемые огромные субгоризонтальные напряжении сжатия. Имеем субдукцию. В этом месте плита, бывшая до того земной поверхностью (обычно океаническим дном), преодолевая сопротивление, начинает опускаться под действием субгоризонтальных сил, постепенно, по мере погружения плиты и изменения её ориентации относительно вертикали, меняя направление движения на почти вертикальное. Плита погружается в земные глубины со скоростью порядка 0.1 м/год, переходя при этом в зоны всё больших давлений и температур, прогреваясь до всё больших температур по мере погружения.

Подведём итоги рассмотрения природы вулканов со стороны возникновения, происхождения давлений, необходимых для существования вулканических извержений.

В толще земной коры сверх литостатического давления (аналога гидростатического для «твёрдой» среды), растущего с глубиной, на 98% площади земной коры (почти повсеместно) экспериментально наблюдается напряжение субгоризонтального сжатия, на некоторых участках до 400 МПА [9], то есть, практически вплоть до предела прочности пород коры. Таких субгоризонтальных сжатий и порождающих их сил вполне достаточно для выдавливания на поверхность земной коры, на высоту в несколько километров над уровнем моря (более 4 на Гавайях) с глубины 70 — 150 км раскалённой жидкой магмы, при этом более тяжёлой, чем породы верхних слоёв земной коры, через которые до и во время извержения продавливается магма. Субгоризонтальные на горизонтальных участках коры силы слегка меняют направление за счёт изгиба медленно скользящей погружающейся в ходе субдукции плиты. При переходе части вещества (имеющего соответствующий состав) в жидкое состояние одномерная сила, вдавливающая плиту в недра, превращается во всенаправленное избыточное давление точно так же, как линейное движение поршня насоса порождает всестороннее давление в газе или в жидкости. В предыдущих главах (Дрейф плит, Горообразование, Главные движущие силы...) дано физически обоснованное объяснение возникновения сил, порождающих экспериментально наблюдаемые гигантские субгоризонтальные напряжения сжатия в земной коре, движение литосферных плит под действием этих сил, сопровождаемое различными деформациями. Причём, если «поршень» имеет такое же сечение, как вся погружающаяся плита, то максимальное избыточное давление, развиваемое таким давлением может достигать напряжения субгоризонтального сжатия. Если же сечение «поршня» будет меньше сечения плиты, то избыточное давление, развиваемое таким «поршнем» при наивыгоднейших условиях скольжения плиты может превышать напряжение сжатия в соответствующее количество раз. А такого давления уже никакая порода не выдержит.

Видим, что величина сил, возникающих в результате вязкого трения конвекционных потоков о твёрдую кору вполне достаточна для развития давления, необходимого для подъёма с глубины расположения МК жидкой горячей магмы (температура которой уменьшается по мере подъёма — уменьшения давления), более тяжёлой, чем окружающие породы, на дневную поверхность. Причём часто даже до высоты в 2 — 4 км над уровнем моря. Деформации МК с генерацией гигантских избыточных давлений и выдавливанием магмы могут быть представлены в виде комбинаций линейных движений и изгибов элементарных объёмов слоистых структур в составе мантийных конвекционных потоков. Можно сказать, что иногда магма выдавливается из МК как бы поршнем, представляющим собой ещё не расплавившиеся легкоплавкие вещества, которые скоро, по мере погружения, станут жидким. Это — линейное движение. А иногда магма выдавливается из МК при изгибах слоистых структур.

После приведённого объяснения гидравлической схемы работы вулкана (картины возникновения напряжений сжатия и перераспределения давлений) остаётся неосвещённым вопрос: «как возникают магматические камеры с твёрдыми стенками, заполненные жидкой магмой?». Чтобы ответить на этот вопрос, обратим внимание на тот факт, что составы пород, извергаемых различными вулканами, существенно различаются. Отсюда вытекает заключение, что различаются не только составы содержимого МК разных вулканов, но и составы содержимого каждой МК отличаются от состава её стенок и окрестностей. Различие составов и влечёт за собой различие механических и термодинамических свойств содержимого МК и её стенок и окрестностей при одних и тех же термодинамических условиях. А это значит, что при одних и тех же давлениях и температурах стенки и окрестности МК могут быть твёрдыми, тогда как содержимое МК, имеющее другой состав, будет жидким. Такие условия для содержимого МК и её окрестностей постепенно наступают в ходе медленного погружения разнородной слоистой литосферной плиты в зоны всё больших давлений и температур. Исходное различие химического состава различных участков погружающейся плиты очевидно: это и базальтовое ложе океана, образующееся в зоне спрединга, и слои осадков на базальтовом основании дна океана, достигающие толщины во многие сотни метров по мере приближения к зоне субдукции. Конечно, часть этих осадков «счищается» с погружающейся плиты на линии подныривания, но часть-то погружается вместе с плитой, скорее всего в форме сравнительно тонких, но обширных линз, наследующих различные впадины в базальтовом ложе океана. Поэтому химический состав вещества, погружающегося в недра планеты в теле плиты, меняется от точки к точке.

А это значит, что по мере погружения в зону всё более высоких температур некоторые объёмы вещества этих «линз» и каверн (с определённым составом) становятся жидкими даже при огромных давлениях, существующих на тех глубинах, тогда как окрестности линз продолжают оставаться твёрдыми (температура плавления пород, слагающих эти окрестности, несколько выше). Таким вот образом по мере погружения и разогрева плиты в её теле в результате плавления её некоторых участков (с определённым составом вещества) образуются магматические камеры с твёрдыми стенками, заполненные жидкими магмами различного химического состава.

Для таких веществ различного химического состава диаграмма состояния и история их движения в составе мантийного потока в терминах давления Р и температуры Т будет выглядеть примерно так, как на приведённом Рис 4.

Диаграмма 2-х веществ

То есть, в ходе погружения в зоны всё больших давлений и температур при некоторых давлении и температуре в области МК (на определённой глубине и при соответствующей этой глубине температуре) окрестности МК, состоящие из вещества1 пребывают в твёрдом состоянии, тогда как содержимое МК (вещество2) при тех же давлениях и температуре переходит в жидкое состояние.

При таком описании перехода содержимого МК (отличного от состава окрестностей МК) в жидкое состояние отпадает потребность в конструировании замысловатых (и не выдерживающих критики) сценариев перехода некоего объёма всюду одинакового твёрдого вещества земных недр в жидкое состояние при неизменной температуре в ходе «неожиданного» образования МК.

И природа возникновения МК становится простой и понятной: просто при одних и тех же давлениях и температуре различные вещества могут и находятся в разных агрегатных состояниях: одни вещества твёрдые (аморфные), другие жидкие. Жидкие вещества занимают сравнительно малые объёмы, что и обеспечивает распространение поперечных сейсмических волн через, в основном, твёрдые объёмы вещества мантии Земли. Но поскольку МК имеют всё же значительные объёмы, позволяющие природе создавать огромные вулканические постройки объёмом в тысячи кубических километров, МК могут обнаруживаться и наблюдаться сейсмическими методами (посредством сейсмической томографии) благодаря отличию механических свойств МК от свойств их окрестностей.

Элементарные локальные объёмы замкнутого глобального мантийного конвекционного потока по мере их продвижения в процессе конвекции с необходимостью деформируются на тех участках, где траектории различных точек этих объёмов не параллельны. Подвергаются деформации и магматические камеры, образовавшиеся, по геологическим меркам, сравнительно недавно вследствие повышения температуры по мере погружения подныривающей плиты на всё большие глубины. При этом из разных магматических камер выдавливаются жидкие магмы различного состава в виде извержений вулканов. Причём магматические камеры в моменты выдавливания их содержимого могут находиться на различных глубинах, которым соответствуют и различные температуры. Поэтому и наблюдается различие температуры лавы, извергаемой разными вулканами. Следует помнить, что температура продуктов извержения зависит и от других факторов. Она с необходимостью уменьшается по мере подъёма магмы с глубины МК до дневной поверхности. Температура магмы уменьшается из-за затрат на увеличение объёма магмы по мере уменьшения давления, из-за кондукционного отвода тепла через стенки магматического канала. Но больше всего температура магмы падает в результате дегазации исходной магмы по мере уменьшения давления в ходе её подъёма. Так что, если газонасыщенность исходной магмы (на уровне МК) велика, то извергается большое количество газов, а температура извергаемой лавы (обезгаженной магмы) низка, на грани затвердевания.

Сравнительно небольшие по объёму зоны магматических камер отличаются по свойствам от своих окрестностей на всей траектории мантийного конвекционного потока – поскольку их составы не успевают выровняться с окрестностями. Это различие составов (и агрегатных состояний при равной температуре) во время погружения плиты обеспечивает возможность землетрясений – быстрых деформаций погружающегося потока (плиты) до очень больших глубин – до 700 км [8]. Понятно, что магма уже не сможет пробиться к дневной поверхности Земли и излиться из вулкана в результате её выдавливания из магматических камер на больших глубинах. Именно поэтому нет вулканов в горах Тянь-Шаня, Памира, Гималаев – зоны высоких температур, в которых погружающиеся в составе мантийного потока легкоплавкие породы переходят в жидкое состояние, расположены там слишком глубоко.

Различие составов вещества в различных точках мантийного конвекционного потока сохраняется вплоть до восхождения к земной поверхности в зоне спрединга через сотни миллионов лет после погружения элементарных объёмов в зоне субдукции. Чем и обеспечивается вулканизм в зоне спрединга, поскольку там также происходят деформации восходящих объёмов разнородных пород при изменении направления движения с вертикального на горизонтальное.

Различие механических свойств различных участков земных недр наблюдается экспериментально геофизическими методами, а именно измерением скоростей распространения сейсмических волн разного типа и измерением отражённых волн. Понятно, что различие скоростей распространения волн обусловлено различием механических свойств среды (плотность, модуль упругости), которое, в свою очередь, обусловлено различием состава, давления, температуры среды в различных её точках. Что и даёт нам возможность говорить о разнородности недр от точки к точке. В условиях твёрдых недр (пропускающих поперечные волны, аморфных, с очень большой вязкостью) выравнивание состава может происходить только за счёт диффузии. А скорость диффузии даже при высоких температурах недр недостаточно велика для того, чтобы ко времени всплытия участка недр в зоне спрединга (восхождения конвекционного потока) через сотню миллионов лет после погружения этого участка химический состав веществ в разных точках полностью выровнялся. Поэтому и различаются составы лавы в различных вулканах не только в зоне субдукции, но и в зоне спрединга.

Движение магматических камер в составе мантийного конвекционного потока можно наглядно представить следующим образом: вообразим конвейерную ленту из толстого поролона, пропитанного водой (Рис 5). Температура вещества мантии приведена в скобках.

Лента конвейера при своём движении в точках изменения направления (на валиках) меняет изгиб. В месте деформации – изгиба поролоновой ленты из ячеек поролона (аналогов магматических камер) выдавливается вода, которая может появляться и на поверхности поролоновой ленты! Для более полной аналогии можно подмораживать верхний слой поролона, изображая совершенно твёрдую земную кору.

Конвейер

Заключение.

Видим, что предложенная в данной работе модель механизма вулканических извержений позволяет объяснить все основные черты вулканических явлений:

  • огромные объёмы извергаемых вулканами пород,

  • освобождение жерла вулкана от магмы в конце извержения.

  • сейсмические явления, сопровождающие извержения,

  • приуроченность вулканов к границам литосферных плит,

  • различие типов вулканических извержений (различие составов и температур),

  • цикличность извержений,

  • жизненный цикл вулканов (их рождение, засыпание).

В то же время аргументов против предлагаемой модели пока не видно. Такое положение дел позволяет считать предложенную нами модель вполне адекватной природе вулканических извержений. Однако полную уверенность в правильности этой модели может дать только её всесторонняя критическая проверка. Как инструментальными наблюдениями за магматическими камерами, так и путём сопоставления вытекающих из модели следствий с результатами измерений самых разных параметров извержений (объёма, состава, температуры и других характеристик пород, извергаемых вулканами).

Источники.

1. Попов В.С. «Магматизм Земли». Опубликованно в Соросовском Образовательном Журнале, N1, 1995, cтр.74, http://geo.web.ru/db/msg.html?mid=1157819

2. Дрознин В.А. Основы механики извержения. http://www.kscnet.ru/ivs/publication/volc_day/2007/art31.pdf

3. Справочник по каменным материалам. Изверженные горные породы. http://www.tdus.ru/spravochnik/klassifikaciya/index1.php

4. Значение слова «Силл» в Большой Советской Энциклопедии

http://bse.scilib.com/article102102.html

5. Маауськин М.А. Дальневосточный Институт вулканологии ДВО РАН, г. Петропавловск-Камчатский. Геодезические наблюдения на Камчатке для изучения геодинамики, сейсмических и вулканических процессов, прогнозирования землетрясений и извержений вулканов. http://www.kscnet.ru/ivs/publication/session/art18.html

6. Слезин Ю.Б. Природа и механизм резких изменений режима вулканических извержений. Опубликовано: Геодинамика и вулканизм Курило-Камчатской островодужной системы. ИВГиГ ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 2001 г., УДК 551.21+552+550.34. http://geo.com.ru/db/msg.html?mid=1164998

7. Шумилов В.Н. «Главные движущие силы землетрясений, дрейфа континентов и горообразования. Прогнозирование землетрясений и спусковые силы.» Матеріали VI Міжнародної науковой конференції «Моніторінг небезпечніх геологічних процесів та екологічного стану середовища» 6-8 жовтня Київ 2005.

Доступно по адресу: ( http://geo.web.ru/db/msg.html?mid=1174973 )

8. Причины и природа землетрясений. Проект Евгения Фёдорова. http://earthquake.h10.ru/g2.html

9. Короновский Н.В. Напряжённое состояние земной коры. Соросовский образовательный журнал, №1, 1997, стр. 50

(через http://ocean.phys.msu.ru/courses/geo/addon/)

(http://ocean.phys.msu.ru/courses/geo/addon/1997%20%d0%9a%d0%be%d1%80%d0%be%d0%bd%d0%be%d0%b2%d1%81%d0%ba%d0%b8%d0%b9,%20%d0%9d%d0%b0%d0%bf%d1%80%d1%8f%d0%b6%d0%b5%d0%bd%d0%bd%d0%be%d0%b5%20%d1%81%d0%be%d1%81%d1%82%d0%be%d1%8f%d0%bd%d0%b8%d0%b5%20%d0%b7%d0%b5%d0%bc%d0%bd%d0%be%d0%b9%20%d0%ba%d0%be%d1%80%d1%8b.pdf)


Если Вам понравилась статья, то Вы можете получать новые материалы shumilov.kiev.ua по RSS, присоединиться ко мне на твиттере, или можете просто получать обновления блога на e-mail: