МОДЕЛЬ ИЗВЕРЖЕНИЯ СЕВЕРНОГО ПРОРЫВА БТТ

МОДЕЛЬ ИЗВЕРЖЕНИЯ СЕВЕРНОГО ПРОРЫВА БТТ-ИЗВЕРЖЕНИЯ
(КЛЮЧЕВСКАЯ ГРУППА ВУЛКАНОВ)
В. А. Ермаков
Институт физики Земли РАН, Москва, [email protected]
Выполнена ревизия геолого-петрологических и геофизических данных [1,2], связанных с известным извержением 1975-76гг в региональной зоне шлаковых конусов Толбачинского дола. Критически рассмотрена идея смешения двух расплавов при образовании последних событий Северного и
извержении Южного прорывов. В данном сообщении делается акцент на извержении СП – несомненно, самом интересном феномене БТТИ.
Камчатские вулканологи до сих пор не знали подобного извержения. Наблюдавшиеся извержения побочных кратеров Ключевского вулкана формировали небольшие шлако-лавовые конусы при
стромболианском типе активности. Признаки извержения СП были иными. Им свойственно: 1) формирование аномально больших шлаковых конусов, 2) преимущественно плинианский тип активности,
3) излияние вязких лав аномального состава, парадоксальное сочетание афировой структуры и низких
температур этих лав, их высокая окисленность, 4) большое количество растворенной и перенесенной
газами воды (9%), 5) закономерная последовательность в проявлении эффузивной и эксплозивной активности; появление и излияние лавовых потоков совпадало с прекращением или ослаблением эксплозий плинианского типа, 6) излияние в конце извержения жидких базальтов, заметно отличающихся от
вязких аномальных базальтов.
Подобные извержения происходили и в прошлом, при том не только в данной региональной
зоне, но и в других районах Ключевских вулканов. Большие объемы конусов в сочетании с афанитовой структурой сопутствующих лав и шлаков – наиболее яркие геологические признаки подобных извержений. Названные признаки связаны с особым сочетанием не глубокого периферического очага
магмы и гидрогеологической ситуации в его окрестностях, которая способствовала обводнению магмы. Ю.Б. Слезин [в 1] рассмотрел различия механизмов эксплозий обоих прорывов и оценил режим
газоотделения на СП как дисперсионный, а на ЮП – как барбатирующий. Принятые им значения содержания летучих в магме (по весу): для СП – 0,09%, для ЮП – 0,01%, а соответствующие значения
вязкости: 106Пз и 104Пз. Он нашел, что механизм эксплозий зависит от вязкости и скорости подъема
магмы по каналу, оба этих параметра на СП были существенно больше. Ю.Б. Слезин не учитывает
вязкость финальных базальтов СП (104Пз), вероятно полагая, что эти базальты являются ксеногенными. Между тем начальная вязкость магмы в приповерхностном очаге СП могла быть еще меньше.
Например, вязкость водноальбитового расплава при содержании воды 2,1% при увеличении давления
от 0,5 до 4кб уменьшается в 2,9 раза. Уменьшение вязкости связано с возрастанием роли диссоциированных форм растворенной воды; это ведет к дополнительному разрушению алюмокремнекислотного
каркаса и изменению структуры расплава [5]. Поскольку растворимость воды в магме при низких давлениях ограничена (при Р=1кб ~3,2%Н2О), полученная доля воды в магме (9%) может означать, что
магма в очаге выполняла роль перегонного устройства. Этот процесс лимитируется наличием свободной воды, объемом расплава в очаге и скоростью охлаждения. Состав самой магмы, по-видимому, не
имеет решающего значения.
Разделение магмы на вязкую лаву и газово-пепловую смесь происходило в апикальных частях
очага магмы. Здесь осуществлялся спонтанный дренаж летучих, которые направлялись из очага в канал в виде газово-пирокластической смеси; остаточный слой вязкой магмы выдавливался на поверхность. Дефицит летучих компенсировался растворением новых порций воды и их перетоком в апикальную часть очага магмы.
Это явление наилучшим образом объясняет нам, каким образом «перегретая» жидкая магма, богатая растворенными летучими, может превратиться в свою противоположность – вязкую «переохлажденную» магму, не испытав при этом заметной кристаллизации. В первом случае мы говорим о перегреве, имея в виду, что температура магмы не менялась, но в ней, благодаря растворению воды, падали
температуры кристаллизации минералов магмы, а содержащиеся в ней протокристаллы испытывали
1
растворение и резорбцию. А во втором случае мы имеем в виду подлинное охлаждение, связанное со
спонтанным отделением летучих в пузырьковую фазу, этот процесс близок к закалке магмы. При этом
не происходит кристаллизации магмы, что и определяет ее афировый облик.
Давление кровли на очаг в процессе извержения все время усиливалось. Это связано с двумя
факторами. Во-первых, падало избыточное давление магмы, которое она имела при внедрении. Вовторых, кровля все в большей мере нагружалась сверху продуктами извержения, общий вес которых к
концу извержения достигал 1,64х109тонн. По нашим расчетам магматический очаг к концу извержения мог потерять от 1/6 до половины своего объема. Давление кровли было той силой, которая выдавливала лавовую «пасту из тюбика». Формирование трещин, следовавшее почти всегда за спадом эксплозивной активности, и отражает изменение условий тектонического нагружения и закупорку каналов. Тектонический процесс наилучшим образом фиксируется вулканическим дрожанием. Процесс
газоотделения продолжался до тех пор, пока магма в очаге не потеряла часть своей температуры и одновременно с этим в ней не упало избыточное давление. Г.Н. Ковалев [в 1], оценивая параметры дисперсионного режима в канале СП (длина канала 2,5км при радиусе 20м), рассчитал, что, «..избыточное
давление магматических газов на входе в канал составляет 1,6 105дин/см2 или величину порядка первых десятых долей атмосферы».
К концу процесса магматический очаг оказался бронированным закалочными фациями магмы,
каналы закупорились. Рецидив жидких лав на наш взгляд показывает, что их выплёскивание было связано исключительно с тектоническим выдавливанием, с усадкой кровли и с фиксированием некоторого нового термодинамического состояния.
Рассмотрим особенности химического состава магнезиальных базальтов СП в сравнении их с
жидкими базальтами промежуточного состава, которые я принимаю за исходные (таблица).
ТиS
T
A
F
F
M
N
K
пы,число
iO2
iO2
l2O3
e2O3
eO
gO
CaO
a2O
2O
2O5
опробований
1, ла4
1
1
3
6
9
1
2
1
ва(20)
9,75
,01
3,48
,07
,69
,84
1,63
,44
,02
,26
2, ла5
1
1
3
6
7
9
3
1
ва(11)
0,02
,30
5,37
,47
,88
,69
,83
,05
,62
,35
2-1= Δ
0
0
0
0
1
0
0
,27
,40
,19
,29
,89
2,15
1,80
,61
,60
,09
2-1 (%
0
1
2
2
1
2
3
к 2)
,5
1,5
,8
2,3
2,3
28,0
18,3
0.0
7,0
5,7
1-дегазированная магма (магнезиальные базальты СП), 2-исходная магма (финальные базальты
промежуточного состава СП). 2-1 – разница в составе, в абсолютных значениях и в процентах к составу 2. Жирным шрифтом показаны величины значимых различий.
Прежде всего, отметим равенство вещественного составов лав и пирокластики СП, при том лав
не только кратерных, но и трещинных. Это значит, что вязкие продукты извержения, как лавы, так и
пирокластика, после отделения пузырьков газа уже активно не обменивались с ним химическими компонентами. Разделение исходной магмы на фракции разного химического состава происходило в очаге, по-видимому, в его апикальной части, еще до формирования газовой фазы. Потеря компонентов
исходной магмой происходит в короткий период перехода флюида в дискретную газовую фазу. Вероятно, что флюидизированная магма на предыдущей стадии, на микроуровне, уже была гетерогенна в
отношении летучих и растворенных в них подвижных компонентов. При флюидно-магматическом
фракционировании, свободно перемещающийся флюид захватывает из магмы ряд петрогенных компонентов. Например, переход титана во флюид по-видимому обусловлен тем, что при растворении
магмой воды начинается процесс ее окисления, что мы фиксируем по аномальному составу ферромагнетиков. При этом процессе зародышевые цепочки титаномагнетиков первичной магмы сбрасывают
лишний титан в летучую фазу. Подобному фракционированию будет способствовать конвективное
или турбулентное движение жидкой магмы.
2
P
0
0
0
2
В верхних частях магматического очага СП по-видимому существовала колеблющаяся граница,
которая разделяла жидкую магму с распределенным флюидом и относительно вязкую магму с уже
выделенным обогащенным газом. В соответствии с экспериментальными данными, динамика движения зон окисления в магме лимитируется транспортом воды и не зависит от диффузионной подвижности H2 и O2.
Сравнение химического состава лав, производных от исходной жидкой и дегазированной магм,
показывает, что в процессе флюидно-магматического фракционирования исходный расплав, не меняя
своего валового состава, приобретает микрогетерогенную структуру, в которой участки размещения
флюида в заметных количествах обогащены щелочами, фосфором, титаном и алюминием. Эта флюидо-магматическая смесь исходной магмы при отсутствии благоприятных условий для газоотделения
может, по-видимому, восстанавливаться без изменения валового состава. Но в случае обильного газоотделения (в верхнем слое очага), эти объемы флюида и формируют газовые пузырьки, богатые металлами и некоторыми петрогенными элементами. В момент газоотделения магматическая матрица
приобретает состав магнезиального базальта с сильно повышенной вязкостью. Ряд подвижности компонентов, которые покидают расплав с газовой фазой, выглядит следующим образом (в порядке убывания подвижности): H2O, K, P, Ti, Na, Al. В небольшом количестве из исходной магмы мигрирует
железо; кремний в том и другом расплаве остается стабильным. Сравнение геохимии тех же базальтов
показывает значительный вынос из исходной магмы: Rb, Li, F, B, Be, Sr, Zr, Hf, Pb (по данным: [1, 2]).
Большая летучесть рубидия по отношению к калию приводит к повышению K/Rb в магнезиальных
базальтах СП по сравнению с промежуточными.
Состав газовой фазы плинианских эксплозий остался не изученным. Это делает предлагаемую
модель сугубо предположительной. Интересно, однако, отметить, что даже в относительно равновесных условиях поверхностного охлаждения в минералах вулканических эксгаляций отмечены не только
рудные металлы, но и петрогенные компоненты. Состав эруптивных газов и характер их отделения от
магмы при экстремальных состояниях эруптивного процесса остается мало изученной и актуальной
проблемой вулканологии. Самая интересная часть этой гипотезы, – собственно механизм разгонки
вещественного состава исходной магмы на составляющие, нуждается в разработке специалистами в
области термодинамики. В данном случае, мы обсудили лишь предпосылки этой интересной проблемы в петрологии.
Наши представления о механизме подъема и эволюции магмы СП были опубликованы ранее [3].
В новую схему я внес лишь некоторые уточнения. От области генерации на глубинах 30-45км или 1725км магма поднимается к периферическим очагам гидростатическими силами, а от верхнего очага (на
2-3км) к поверхности – силами тектонического выдавливания и окололиквидусного кипения. Можно
выделить три стадии эволюции магмы. Первая стадия – от области глубокого залегания магмы в периферический очаг, вторая – в периферическом очаге, третья – в выводном канале. Эти стадии охарактеризованы изменением РТ-параметров и водосодержания. Приводится изотермическое сечение диаграммы силикат-летучий компонент с реконструкцией процесса в периферическом очаге. Он начинается при постоянном давлении, но затем протекает при падении давления (в выводном канале). Ряд
характерных состояний отражает: 1 – расплав с кристаллами, недосыщенный водой, 2 – насыщение
водой и начало растворения фаз, 3 – пересыщение окололиквидусного расплава водой и начало кипения. В дальнейшем эволюция расплава протекает вдоль линии кипения и сброса воды. Этот вариант
сечения соответствует условию, когда температура силиката равна температуре его плавления при
нормальном давлении.
Все главные особенности извержения СП связаны с реакциями растворения воды в периферическом очаге магмы СП, который работал в режиме перегонного устройства: очаг растворял внешнюю
избыточную воду, а выводной канал ее сбрасывал. При принятых РТ-условиях растворение воды будет сопровождаться поглощением тепла, а кипение, наоборот, выделением тепла. Выделенное тепло
поддерживает процесс эксплозий. Потерянное тепло ограничивает время действия процесса перекачки
воды и зависит в основном от объема периферического очага и запасенного тепла. Эксплозивный процесс закладывается в апикальной части очага и в устье вулканического канала; протяженность канала
составляла ≈2км. Вулканический канал играл при этом роль направляющего «сопла», что и обеспечивало длительное и высокое стояние дисперсионной колонны плинианского типа.
3
Поскольку разделение дегазированной магмы высокомагнезиального базальта на лаву и пирокластику происходило в верхней части очага, лава не могла пробиться в вулканический канал в те периоды, когда в них шла интенсивная плинианская деятельность. Лава поднималась к поверхности по
системам трещин, формировавшихся как вблизи главной трещины (вблизи выводных каналов), так и
на некотором расстоянии от нее, но преимущественно по периферии очага магмы, так как здесь располагаются участки наибольших сколовых напряжений прогибающейся кровли. Такие соотношения
наблюдаются на I и III конусах. На II конусе ситуация иная; здесь наблюдается постоянная терминальная лавовая активность. Плинианский тип взрывов в периоды излияния лав уступает место стромболианскому типу. Так было после 20 дней плинианской активности на I конусе, перед излиянием первого
лавового потока.
Излияние вязких лав из кратера II конуса означает его умеренную закупорку, что привело к миграции активного процесса газоотделения (в кровле очага) к северу вдоль главной эруптивной трещины. Главный поток II конуса появился 16.08, а уже 17.08 начал работать III конус. Плинианские взрывы на II конусе в это время на три дня прекращаются, а впоследствии проявляются спорадически. Таким образом, в нашей модели формирование III конуса связано не с расщеплением выводного канала
II конуса, а с миграцией активных тектономагматических процессов в кровле очага магмы. Можно
думать, что три конуса СП располагаются над тремя расширяющимися (вниз) «пальцами» раздельных
эруптивных внедрений над апикальной частью периферического очага магмы. Свод магматического
очага, его выводные каналы разрабатывались совместным действием тектонических деформаций и
процессов эруптивного газоотделения; следствием этих процессов являются выбросы светло-серых
резургентных пеплов и большого количества ксенолитов, фиксирующих окислительные процессы в
кровле очага.
Кардинальное различие извержений СП и ЮП, на наш взгляд, состоит в том, что соответствующие дисперсионный (плинианский) и барботирующий (стромболианский) режимы закладывались на
разных уровнях газоотделения питающих магм. В СП спонтанное газоотделение начиналось в апикальной части приповерхностного очага магмы, а в ЮП дискретное и спутное газоотделение происходило лишь в верхней части вулканического канала. В СП движущей силой эксплозивного процесса
был газ, влияние интрузивного давления здесь было косвенным. В ЮП источником эксплозий была
сама поднимающаяся магма; здесь основную роль имели силы гидростатического «всплывания».
Список литературы
Большое трещинное Толбачинское извержение. Москва, Наука, 1984, 683с.
Геологические и геофизические данные о Большом Толбачинском извержении 1975-76гг. Москва, Наука,
1978, 256с.
Ермаков В. А, Геншафт Ю. С. Механизм извержения Северного прорыва Толбачинского дола в 1975г.
//ДАН СССР, 1980, том 255, №5. С. 1076-1080.
Кадик А. А., Лебедев Е. Б., Хитаров Н. И. Вода в магматических расплавах. Наука, Москва, 1971, 267с.
Персиков Э.С, Эпельбаум М.Б. Влияние давления на вязкость водусодержащих магматических расплавов // Докл. АН СССР, 1978, Т.245, №5. С.1198-1200.
4