Природа і механізм різких змін режиму вулканічних вивержень

Ю. Б. Слезин

В статті дається теоретичний опис процесу виверження і обговорюються результати чисельного аналізу моделі, яка дала змогу пояснити фізичну природу і механізм зміни режимів і, особливо, великі перегони витрати як результат загальної нелінійності, властивій системі "викидає вулкан". Нелінійність пов'язана зі змінною структурою двофазного потоку в каналі вулкана і властивостями магми. Знайдена залежність витрати від основних керуючих параметрів, як які були обрані довжина каналу, параметр провідності каналу і надмірний тиск у вогнищі. Залежність витрати від будь-яких двох з трьох керуючих параметрів має особливість типу "збірка", що описує "стандартну катастрофу" двупараметріческіх родин функцій. Система зборок дозволяє проаналізувати умови виникнення стрибків, описати весь хід виверження і з'ясувати зв'язок кожного конкретного варіанту послідовності подій зі структурою магматичної системи вулкана і властивостями магми і, відповідно, дає основу для передбачення можливості катастрофічних подій.

Вулканічне виверження  являє собою процес закінчення вулканічних продуктів з надр Землі на її поверхню. Цей процес, як правило, протікає досить нерівномірно, причому значні і часто дуже різкі зміни відбуваються не тільки у величині витрати речовини, але і в самому характері закінчення і структуру потоку. Теоретичне опис таких змін дозволяє зрозуміти суть процесу виверження і дає основу для передбачення можливості катастрофічних подій.

Основний результат досліджень, що проводилися автором протягом останніх років, -- побудова теоретичної моделі системи "викидає вулкан", дозволила пояснити фізичну природу і механізм зміни режимів і великих стрибків витрати як результат спільної нелінійності, цій системі властивою. Теорія дозволяє встановити зв'язок типу та інтенсивності виверження з параметрами магматичної системи вулкана, а також описати послідовність зміни режимів при нормальній еволюції виверження для кожного набору параметрів магматичної системи і результати зовнішнього впливу на цю систему.

З результатів спостережень і теоретичних оцінок випливає, що будь-яке виверження може бути представлене як послідовність квазістаціонарних станів, які переходять одне в одне стрибком. Скачки витрати і різкі зміни режиму відбуваються в результаті плавного безперервної зміни параметрів системи. Це обставина дозволила обмежитися рішенням стаціонарної задачі і дослідженням стійкості виникають режимів. Число можливих стійких режимів виявилося обмеженим, а області їх існування повністю визначалися параметрами системи "викидає вулкан".

Система "викидає вулкан"

магматична система вулкана включає в себе якусь глибоко розташовану область магмогенераціі і магмопроводящую систему. Верхня частина останньої, що знаходиться в земній корі, являє собою систему тріщинних каналів і окремих розширень-резервуарів - вогнищ. Останній з таких вогнищ , Що з'єднується каналом безпосередньо з денною поверхнею, називається периферичним.

Прийнята модель системи "викидає вулкан" - це периферичний вогнище, заповнений магмою і сполучений з денною поверхнею щодо вузьким вертикальним каналом. Вона підтверджується геологічними та геофізичними даними і самої динамікою вулканічної діяльності - чергуванням вивержень і періодів спокою, - що наводить на думку про комбінації ємності (осередку), здатної накопичувати речовину і енергію, і провідника з нелінійної провідністю (каналу), через який ця ємність розряджається під час виверження. Нелінійність визначається властивостями дегазуються в каналі магми. Поєднання великої ємності вогнища і щодо малої провідності каналу забезпечує квазістаціонарних характер закінчення під час виверження.

Периферичний вогнище харчується магмою з розташованої глибше області магмообразованія. Виверження, як правило, відносно короткочасні події: тривалість інтервалів спокою перевершує сумарну тривалість вивержень в середньому в 30 разів для вулканів острівних дуг (найбільш часто вивергають) і в 60 разів для інших [16], причому, статистично встановлена прямий зв'язок повної енергії виверження з тривалістю передував йому періоду спокою. Якщо ж витрати речовини усереднювати на інтервалах, що включають кілька вивержень-подій, він виявляється практично постійним [3,15].

Останній факт природно пояснити сталістю підживлення вогнища з більш глибоких частин магматичної системи, і тоді ця підживлення приблизно в ті ж 30, 60 або більше разів повинна бути менше витрат під час виверження. Тому під час виверження надходженням речовини та енергії у вогнище можна в першому наближенні знехтувати. Оцінки показують, що під час виверження знехтувати можна і тепло-і масообмінних через стінки і розглядати в якості системи викидає вулкан систему вогнище-канал, ізольовану з усіх сторін, крім виходу з каналу в атмосферу.

Магма апроксимувати двокомпонентною двофазної середовищем. Компоненти - летючий і нелетких, фази - конденсована і газова. Нелетучих компонент може знаходитися тільки в конденсованої фазі, летючий (у якості якого звичайно розглядається вода) - в обох. Зміст летючого компоненту в конденсованої фазі в першому наближенні визначається лише тиском. Масова і об'ємна частка газової фази зростає при зниженні тиску, супроводжує підйом магми по каналу.

В результаті в каналі виникає двофазний потік зі змінною структурою. У відміну від аналогічних структур потоку в добре вивчених пароводяних або нафтогазових системах, в яких збільшення об'ємної частки газу призводить до виникнення великих прискорено спливаючих бульбашок, аж до "снарядів" (такий режим мною був названий барботірующім [9]), в вулканічних каналах можливо також і одношвидкісний рух рідини з бульбашками аж до досягнення бульбашками стану, близького до щільної упаковці, коли ця рідина переходить до стану піни. При подальшому висхідному русі піна починає руйнуватися, виникає структура частково зруйнований піни, пронизана наскрізними каналами, за якими відбувається випереджає витік газу. Якщо таку структуру потік зберігає до виходу з каналу, то здійснюється екструзівное виверження. При триваючому збільшення об'ємної частки газу в каналі руйнівна піна може перейти в газовзвесь - у цьому випадку буде мати місце газопепловое виверження.

Можливість екструзівного і газопеплового виверження визначається, перш за все, в'язкістю магми, але залежить також і від ряду інших характеристик системи. Критерій, визначає умова виникнення барботірующего або альтернативних режимів, що включає п'ять параметрів, отриманий мною в [9,13]. Цей критерій:

Di = U n1/3a2 / CО2, (1)

де U - швидкість підйому магми до появи в ній бульбашок; со -- масова частка розчиненого летючого компонента у вихідній магмі; -- в'язкість магми; n - кількість зародків бульбашок в одиниці об'єму магми; а -- коефіцієнт у виразі для розчинності летючого компоненту в нелетучих з = ар1/2. Виникнення газопеплового або екструзівного виверження можливо при наступному умови:

Di> Dicr, Dicr = 0,05. (2)

При цьому, газопепловое виверження можливо, якщо швидкість газу після повного руйнування піни достатня для псевдозрідженим утворилися частинок.

Таким чином, у найбільш загальному випадку в каналі вулкана присутні 4 зони з різною структурою потоку, знизу вгору: 1 - гомогенна рідина; 2 - рідина з бульбашками газу; 3 - частково зруйнована піна; 4 - газовзвесь. Межі між зонами рухливі та їх положення залежить від багатьох факторів, зокрема, від витрати. Саме залежність від витрати і обумовлює нелінійність системи.

Математична модель

Щоб досліджувати умови зміни режимів і описати еволюцію виверження, була створена математична модель процесу. При цьому було прийнято низку спрощують припущень. Перше і головне з них - це наближення квазістаціонарних, що дозволило звести задачу опису процесу виверження до опису потоку дегазуються магми в каналі вулкана під дією заданого перепаду тисків. Інші: 2 - Потік одномерен; 3 - потік ізотермічен; 4 - газовзвесь монодісперсная і бесстолкновітельная; 5 - обмін імпульсом і масою між фазами відбувається рівноважної; 6 - нуклеація бульбашок починається відразу ж після досягнення умов насичення і відбувається миттєво, надалі число бульбашок зберігається; 7 -- конденсована фаза нестисливої, газ ідеальний; 8 - щільність конденсованої фази не залежить від вмісту в ній летючого компоненту.

Потік магми в каналі вулкана описується системою рівнянь гідродинаміки для двофазного потоку, які в ізотермічному наближення в кілька умовної формі можна записати так:

( u) nv = Const

( u) v = Const (3 )

(4)

g = g (p)

l = l (p) (5)

= (p, g, l)

c = apy при p

(6)

з = С0 при p> c02/a2

ug - Ul = F (Pi) (7)

Тут u - швидкість; -- щільність; р - тиск; ці величини, що вживаються без індексів, характеризують двофазну суміш в цілому; с - зміст летючого компоненту в конденсованої фазі, С0 - повний зміст летючого компоненту в вихідної магмі; а й -- постійні, що залежать від роду магми і діапазону тисків, для кислих і середніх магми і діапазону тисків до 3-4 кбар зазвичай приймаються значення а = 0,0013 бар-1/2, = 0,5. Індекси st, u і d означають втрати тиску статичні, динамічні та дисипативні відповідно; nv - нелетучих компонент, v - летючий компонент, g - газова фаза, l - конденсована фаза. (3) - два рівняння безперервності (для нелетучих і летючого компонентів); (4) - рівняння імпульсів, записане як сума збільшень втрат тиску вздовж каналу; (5) - три рівняння стану (для кожної з двох фаз і для суміші), в ізотермічному наближенні що представляють собою вирази, що зв'язують щільність з тиском; (6) - закон масообміну між фазами (розчинність летючого компоненту в нелетучих); (7) -- характеризує розподіл імпульсу між фа ці величини зами (Pi - Різні параметри потоку, від яких залежить обмін імпульсом між фазами).

В якості граничних умов задавалися тиску на обох кінцях каналу, а також умови на межах зон з різною структурою потоку. Нижня межа бульбашкової зони визначалася умовою з = С0; верхня межа бульбашкової зони визначалася завданням об'ємної частки газової фази (зазвичай 0,75, що приблизно відповідає щільній упаковці однакових бульбашок). Верхня межа зони частково зруйнований піни визначалася моментом досягнення газом, що рухаються крізь частково зруйновану піну (яка моделювалася засипанням), швидкості, достатньою для псевдозрідженим пірокластичні частинок. Конкретна форма рівнянь різна для різних зон.        

            

Рис.   1     

Система (3-7) вирішувалася чисельним інтегруванням рівняння моментів уздовж каналу з обчисленням всіх необхідних величин за допомогою інших рівнянь системи та використанням ітераційної процедури для задоволення граничним умовам на обох кінцях каналу. У результаті виходили величини масової витрати і різних параметрів потоку уздовж каналу. Важливим результатом було визначення положення меж між зонами з різною структурою потоку, що дозволило фізично пояснити зв'язок режимів виверження з характеристиками системи.

Для аналізу результатів з усіх характеристик системи були обрані три так званих основних керуючих параметри: 1 - глибина вогнища (довжина каналу) - Н0; 2 - параметр провідності каналу = b2/, де b - характерний поперечний розмір каналу; 3 - тиск у вогнищі рo, замість чого зазвичай для зручності використовувалося надлишковий тиск: pex = po- lgH0. Вибір основних керуючих параметрів до деякої міри довільний, але від того, наскільки він вдалий, залежить можливість швидко намацати головні закономірності.        

            

Рис. 2     

Деякі результати розрахунків показані на рис.1. На всіх графіках ордината - швидкість підйому магми без бульбашок -- величина, пропорційна витраті; абсциса - один з керуючих параметрів, інший показаний числом у кожної кривої, а третій зафіксований. Звертає на себе увагу однакова форма всіх графіків: у певній галузі частина кривих має зигзагоподібну форму - одному значенню керуючого параметра відповідають три значення витрати. Причому, межі області неоднозначності витрати визначаються також значенням одного з керуючих параметрів.

Верхня і нижня гілки кожної такої кривої відповідають стійким станів системи, середня - нестійкого. Зміна стану системи при зміні параметра, відкладеного по абсцис, описується рухом точки вздовж стійкої гілки відповідної кривої. Якщо точка підійде до повороту кривої на нестійку гілка, подальша зміна параметра в тому ж напрямку змусить точку перескочити на іншу стійку гілка - система стрибком перейде в інше стійкий стан, дуже сильно відрізняється від першого. Такий стрибок називають "катастрофою", і такого роду сімейства кривих виникають при математичному моделюванні дуже великої кількості природних процесів і вивчаються в так званій теорії катастроф [7] (рис. 1).

Кожне сімейство кривих представляє собою набір перетинів деякої поверхні, званої різноманіттям катастрофи з особливістю типу <збірка ". Така поверхню показана на рис.2.

Збірка є типовою стандартної катастрофою двупараметріческіх родин функцій [7], що володіє структурною стійкістю, тобто зберігається при не дуже значні зміни всіх параметрів. Ця стійкість відповідає стійкості режимів виверження.

Проекція зборки на площину керуючих параметрів має вигляд кута з вістрям, всередині якого кожній точці площини відповідають три образи на поверхні різноманіття катастрофи (три значення витрати), що відповідають трьом листам зігнутої поверхні (рис.2). Верхній і нижній лист відповідають стійким станів системи, середній - неу?? тойчівим. Вістря кута називається точкою складання. Значення параметрів, що відповідають координатами точки зборки, будемо називати критичними - Hкр і sкр.

Зміна значень керуючих параметрів описується рухом точки по площині. Параметр, зміна якого проводить зображає точку на площині через вістря кута паралельно осі збирання, називається "розщеплюють" і визначає саму можливість неоднозначності рішень. При цьому рух образу точки на різноманітті катастрофи, що описує зміна витрати, можливо як по нижньому, так і по верхньому листу поверхні - точка збірки є точкою біфуркації . Параметр, який проводить зображує точку перпендикулярно осі збирання, називається "нормальним", при його зміні перетин кордону збірки - сепаратріси катастрофи -- призводить до стрибка системи з одного стійкого стану в інший.

Керуючих параметрів нами виділено три, та збирання якісно описує поведінку системи при зміні кожної пари з них. У реальності можуть змінюватися всі три параметра одночасно і картина буде дещо складніше, але, в будь-якому разі наявність збірок зумовлює скачки. Практично в процесі природної еволюції виверження на кожному її етапі переважає зміна лише одного або двох параметрів, і поведінка системи може бути описаний простий складанням.

Фізичний механізм катастрофічного стрибка полягає в наступному. Зростання витрат призводить до зростання швидкості потоку на всьому протязі каналу у всіх зонах з різною структурою потоку і, як наслідок, до збільшення опору, обмежує це зростання. Одночасно зростання витрат призводить до зростання протяжності зони газосуспензії по відношенню до зон з рідинним течією. У каналі вулкана з-за високої в'язкості магми і відносно невеликої змісту летючих віднесене до одиниці довжини опір на ділянці рідинного течії на кілька порядків перевершує відповідне опір на ділянці газосуспензії. Таким чином, зміна співвідношення довжина на користь газосуспензії зменшує повний опір каналу і сприяє подальшого збільшення витрати. У цьому ж напрямку працює і зменшення середньої щільності речовини в каналі. Якщо ефект збільшення витрат, викликаний збільшенням зони газосуспензії, починає переважати над ефектом зменшення, викликаним зростанням швидкості, виникає позитивний зворотний зв'язок і починається його катастрофічне зростання. Це зростання може бути зупинено лише коли рідинна зона зменшиться настільки, що її повний опір стане близьким до опору зони газосуспензії, або на виході каналу буде досягнута критична швидкість потоку (місцева швидкість звуку). В останньому випадку розробка за рахунок ерозії розширюється сопла може привести і до надзвуковому закінчення.

Перехід в екструзівную стадію або зупинка виверження пов'язані з виникненням позитивного зворотного зв'язку протилежного знака: рівень фрагментації піднімається, опір зростає, витрата падає, що призводить до подальшого підйому рівня фрагментації.

Пояснення природи катастрофічних експлозівних вивержень

Основне, що дозволила пояснити теорія - це природу, умови виникнення і механізм розвитку так званих катастрофічних експлозівних вивержень (КЕІ) -- найбільш сильно впливають на навколишнє середовище. Таке виверження довгий час інтерпретувалося як вибух або серія вибухів (звідси назва), однак зараз стало ясно, що воно включає багато стадій, більшість яких є стаціонарне закінчення. Повна картина КЕІ прояснилася тільки після детально спостерігався виверження вулкану Сент Хеленс в 1980 році [18]. Його основні стадії наступні:

1. Газова емісія (помірні вибухи) з резургентной пірокластікой -- тривалість від годин до днів.

2. Помірна експлозівная активність з викидом ювенільної пірокластікі - від годинника до років.

3. Інтрузія магми в тіло конуса вулкана (зростання "кріптокупола") при ослабленні експлозівной активності - від днів до місяців.

4. Обвал схилу вулкана і "спрямований вибух" - хвилини.

5. Плініанская стадія - квазістаціонарних закінчення газопірокластіческой струменя -- від десятків хвилин до декількох днів.

6. Зростання екструзівного купола - до десятків років.

Повністю реалізувалася ця послідовність на виверженнях Безіменного 1956 р. та Сент Хеленса 1980 р., на деяких інших подібних виверженнях третя, четверта і (або) шоста стадії були відсутні.

Основний, звичайно повністю визначальною геологічний ефект, фазою найбільш потужних КЕІ, є плініанская стадія. Перехід від помірної до катастрофічної (плініанской) стадії завжди різкий із стрибкоподібним зростанням витрат на кілька порядків (навіть якщо стадія обвалу і направленого вибуху відсутній). Такий стрибок інтенсивності виглядає як вибух, що і стало причиною широко розповсюдженого уявлення про аналогію КЕІ з вибухом парового котла, коли руйнування міцної оболонки звільняє внутрішній тиск і призводить до викиду.

Наведені на малюнках залежності витрат від керуючих параметрів дозволяють пояснити всі перераховані особливості розвитку КЕІ. Дійсно, в період спокою між виверженнями магма в каналі остигає і дегазуються, канал запечатується пробкою з остившіх продуктів, і на початку виверження якась його частина повинна виникати заново. Витрата спочатку невеликий, падіння надлишкового тиску в осередку незначно, і стан системи описується точкою на нижній гілки однієї з кривих малюнка 1А. Потік дегазуються магми розширює канал за рахунок ерозії і прогріває його стінки. У результаті провідність збільшується, і зображає точка рухається по кривій вправо. Якщо вона дійде до точки повороту, вона змушена буде перескочити на верхню гілку - витрата стрибком зросте. Відносна величина стрибка досягає декількох порядків. Виверження перейде в катастрофічну стадію. Тут вже падіння тиску в осередку стане істотним, однак, що триває зростання провідності може ще якийсь час сприяти невеликого збільшення витрат. Потім провідність каналу стабілізується, і витрата починає поступово знижуватися в результаті падіння тиску у вогнищі - поведінка системи описується рухом точки вліво по верхньої гілки однієї з кривих ріс.1В. Після досягнення повороту кривої зображає точка спадає йому на нижню стійку гілка - витрата різко падає. Виверження переходить в екструзівную стадію або припиняється взагалі. Здійснення того чи іншого варіанту залежить від глибини вогнища - чим вона менше, тим більше часовий інтервал між закінченням плініанской і початком екструзівной стадії і найімовірніше повна зупинка виверження.

Умови можливості катастрофічного стрибка        

            

Рис.   3     

З картинки збирання очевидно, що стрибок можливий, якщо величина розщеплює параметра менше критичної. Розрахунки показують, що, строго кажучи, ні один з обраних нами керуючих параметрів не є розщеплюються в чистому вигляді, тобто не проводить зображує точку строго по осі збірки. Найбільш близька до цього довжина каналу (глибина осередку) і, крім того, глибина вогнища - це найбільш стабільний, звичайно майже не змінюється в процесі виверження, параметр. Тому, в першу наближенні його можна розглядати як що розщеплює. Тоді критерієм можливості катастрофічного стрибка буде умова:

Н0

Нормальним параметром на початку виверження, відповідно до наведених вище міркуваннями, слід вважати провідність каналу.

Глибина вогнища Н0 для кожного конкретного вулкана може бути визначена комплексом геофізичних методів. Критична глибина НКР знаходиться за допомогою чисельних розрахунків на основі наведеної моделі. Розрахунки показали, що НКР залежить практично тільки від одного параметра - змісту летючих С0, причому лінійно за законом [12]:

НКР = Н * (С0-с *), (9)

Де Н *= 356 і з *= 0,01 - константи. Графік залежності (9) показаний на рис.3.

На малюнку добре видно, що, хоча катастрофічний стрибок можливий при різних глибинах вогнища, велика глибина вогнища вимагає для цього і більшої масової частки летких. Оскільки і глибина вогнища, і вміст летючих в магмі обмежені природними рамками, область можливості катастрофічних стрибків виявилася досить вузькою.

Мінімальна глибина стійкого вогнища визначається умовами теплообміну (допустимими втратами тепла через покрівлю) і не може бути менше 5-6 км. (На меншій глибині можливі тільки нестабільні, короткочасно зберігають активність, невеликі блізповерхностние інтрузії.) Такий мінімальної критичної глибині відповідає вміст летючих приблизно 2%. Близьке до цього (і менше) кількість летких міститься в магма більшості базальтових вивержень. У цьому причина того, що на базальтових вулканах катастрофічних стрибків інтенсивності НЕ спостерігається.

Максимальна глибина вогнища, при якій можливі скачки, обмежується вмістом летких. Максимальна величина С0 у вулканічних вогнищах, що оцінюється по фазово-мінеральним рівновагу у вкрапленніках, становить 5-6%. Такому змісту розчиненої води відповідає критична глибина вогнища близько 20 км.

Таким чином, діапазон значень параметрів, при яких можливі катастрофічні скачки, становить за змістом летючих - від 2 до 6%, а за глибиною вогнища - від 5 до 20 км. Реально діапазон вже, так як поблизу її кордонів стрибок буде дуже малий. Катастрофічні скачки інтенсивності практично виключені для базальтових вулканів, тому що магми таких вулканів зазвичай містять відносно мало летючих, і їх вогнища розташовані щодо глибоко. Перегони повинні бути властиві вулканам з кислими і середніми магма, осередки яких, як правило, розташовані на менших глибинах 20 км, а магми містять досить багато летких. Це ми і спостерігаємо в дійсності.

стрибкоподібне перехід від газопірокластіческого до екструзівному режиму також визначається співвідношенням фактичної і критичної глибин вогнища [14]. Чим більше фактична глибина вогнища при тій же критичної, тим більше довжина і повний опір каналу, тим більше тиск на нижньому його кінці і більше абсолютна і відносна протяжність зони рідинного потоку, тим менше процес спінювання магми захоплює область вогнища. Коли перепад тиску внаслідок виверження зменшується настільки, що починається підйом рівня фрагментації, цей підйом, сповільняться, продовжується до тих пір, поки рушійний перепад тиску не скомпенсіруется гідростатичним. Якщо це відбувається до досягнення цим рівнем верхнього кінця каналу, виверження припиняється, якщо рух продовжується - починається екструзівная стадія. Остання вимагає досить великий величини залишкового тиску, для чого необхідна відповідна глибина вогнища. При неглибокому осередку рівень початку газовиділення занурюється далеко у вогнище, що призводить до значного його спустошення. Коли тиск на нижньому кінці каналу падає настільки, що починається зворотний підйом рівня фрагментації, запасу енергії в осередку може виявитися недостатньо, щоб забезпечити підйом навіть пористої магми до поверхні. Виверження припиниться повністю.

Якщо вогнище досить глибокий і екструзівная стадія можлива, між її початком і закінченням плініанской стадії в виверженні повинен бути перерва, необхідна для підйому рівня фрагментації до поверхні, тим більший, чим менше відносна глибина вогнища. Така перерва дійсно спостерігався на виверженнях, і тривалість його якісно відповідає розрахунковій. Так, для Сент Хеленса глибина вогнища визначена величиною 7,2 км і затримка екструзівной стадії становила 3 тижня [18]; для Безіменного глибина вогнища оцінюється величиною 12 км [2], а затримка екструзівной стадії, мабуть, була менше тижня. Виверження вулкану Шивелуч 1964 взагалі не супроводжувалося екструзівной стадією. Даних про глибину вогнища в цьому випадку не є, але, порівнюючи з Сент Хеленсом і безіменним, можна припустити, що вона принаймні менше 7 км.

Вплив деяких зовнішніх чинників, що порушують ідеалізовану систему <викидає вулкан "

Всі виконані оцінки засновані на ідеалізованої моделі жорсткої ізольованою магматичної системи. Непогане якісне збіг зі спостереженнями говорить про адекватність такої моделі в більшості випадків. Однак, очевидно існування і відхилень від ідеальної схеми. Досить надійно підтверджені спостереженнями такі явища: 1 - осідання або обвалення крівлі вогнища в кінці плініанской стадії; 2 - бічні впровадження магми з вогнища по тріщинах; 3 -- ін'єкції у вогнище глибинного магматичного речовини.

Осідання або обвалення крівлі призводить до утворення кальдери. Описано безліч четвертинних кальдери обвалення, що супроводжували КЕІ, сучасні виверження лише дуже рідко супроводжувалися не дуже значними просіданнями. Освіта кальдери пов'язано з частковим спустошенням вогнища в результаті спінювання магми в ньому, що може бути кількісно описано для будь-якого конкретного вулкана за допомогою запропонованої теорії. Зокрема, теорія дозволяє знайти максимальну можливу ступінь спустошення і, відповідно, глибину просідання. Це було зроблено і отримано задовільний згоду з спостереженнями [11].

Можлива ступінь спустошення вогнища визначає і можливий обсяг вулканічних продуктів, що може бути викинутий за одне виверження. Цей результат важливий для прогнозу вулканічної небезпеки.

Бічні впровадження магми в стінки вогнища і каналу призводять до відбору частини витрат магми і, відповідно, впливають на динаміку виверження. Якщо така бічна тріщина виникає у вогнищі або поблизу нього, вона збільшує відбір магми з вогнища, але практично не впливає на витрату в основному каналі. Якщо ж вона виникає поблизу рівня фрагментації при досить протяжної зоні рідинного течії, загальний витрата не зміниться, тому що він визначається майже цілком опором каналу на ділянці рідинного течії нижче точки відбору, а витрата вище точки відбору зменшиться на відбираємо величину. Рівень фрагментації і середня щільність речовини в каналі повинні будуть підвищитися до рівня, що відповідає зменшеному витраті. Підвищення щільності вимагає додаткової витрати речовини і еквівалентно додаткового його відбору у верхній частині каналу, поки не буде досягнуто нову рівновагу. У результаті витрата на виході з каналу в цей перехідний період знизиться значно більше, ніж на рівні появи тріщини, і може виникнути повна пауза в виверженні. Оцінку можливої тривалості таких пауз дозволяє зробити запропонована теорія.

Такі оцінки були виконані автором для виверження Першого Конуси на Толбачінском виверженні 1975-1976 рр.. [10]. Перед початком виверження Другого Конуси в виверженні Першого Конуси сталася серія повних пауз тривалістю від хвилин до годин, після яких виверження відновлювалася практично з тією ж інтенсивністю. Аналогічні паузи виникали і в діяльності Другого конуса перед виверженням Третього і утворенням більш дрібних Четвертого конуса і лавових котлів. Оцінки показали, що для таких пауз було достатньо епізодичного відбору від кількох до 20 відсотків витрат поблизу рівня фрагментації. Відбір відбувався епізодами в результаті дискретного толчкообразного розкриття тріщин, яке підтверджувалося також серією слабких неглибоких землетрусів [1].

Якщо ж значний відбір магми через бічні тріщини відбувається помітно нижче рівня фрагментації при малої протяжності зони рідинного течії, він може спровокувати стрибок витрат і перехід в катастрофічну фазу. Такий ефект мав прорив лави по тріщинах на зовнішніх схилах конуса під час виверження Везувію в 1906 [4]. У цьому випадку відбір привів до короткочасного зниження рівня фрагментації, що виявилося еквівалентним вкорочення каналу, призвело до зменшення загального опору і "запустило" катастрофічне зростання витрати. Відбір магми через бічні тріщини зіграв роль спуско?? ого гачка.

Найбільш відомий і ефектний з спускових гачків, які запускають катастрофічну стадію виверження - це обвалення будівлі вулкана і подальший вибух. Вся послідовність подій вперше була чітко простежено на вулкані Сент Хеленс в 1980 році [18]. Під час помірній стадії виверження почалося впровадження в тіло вулканічної споруди блізповерхностной інтрузії -- "кріптокупола", - деформованої цю споруду. Врешті-решт схил втратив стійкість і стався грандіозний обвал, оголили кріптокупол. Різке зняття навантаження призвело до бурхливого виділення газу і його розширення. Розширюється газ потовк і викинув з великою швидкістю матеріал кріптокупола. Після цього почалася плініанская стадія, яка тривала 9 годин, а через 3 тижні після її закінчення почав видавлюватися екструзівний купол.

Тут була ланцюжок з двох "спускових гачків": обвал спровокував вибух, а вибух - плініанскую фазу, тому що обвал і вибух різко вкоротили канал і збільшили його провідність.

Ін'єкції глибинного речовини часто стимулюють початок нового виверження або його відновлення після тривалої паузи із зміною складу речовини. Теоретичне моделювання цього процесу також можливо за допомогою описаної теорії.

Висновок

Розроблена теорія пояснює механізм розвитку КЕІ, пов'язуючи режим виносу продуктів з характеристиками магматичної системи вулкана. Описано умови виникнення різких стрибків інтенсивності, які становлять небезпеку для навколишнього середовища і людини. Це виявилося можливим завдяки правильному вибору основних припущень і керуючих параметрів. Виявилося, що різкі скачки витрати можливі в результаті плавного монотонного зміни параметрів.

З'ясовано особлива роль глибини вогнища, як розщеплює параметра, і змісту летючих, визначає критичну глибину вогнища, що створює передумови для прогнозу можливості КЕІ на кожному конкретному вулкані за цими характеристиками. Такий прогноз з'явився б кроком вперед у порівнянні з прогнозами, заснованими на простої екстраполяції історії активності вулкана.

Теорія дозволила з'ясувати роль і механізм дії "спускових гачків" -- зовнішніх факторів, що провокують перехід в катастрофічну стадію. Ясна уявлення про механізм дії спускових гачків також має велике практичне значення, тому що дає надійний інструмент для прогнозу катастрофічних змін в ході виверження, викликаних зовнішніми по відношенню до магматичної системі подіями.

Ще одне можливе застосування теорії - це відновлення історії розвитку магматичної системи вулкана на основі історії його активності, відновленої геологічними методами.

Список літератури

1. Великі тріщини Толбачінское Виверження (Камчатка 1975-1976 рр..). М.: Наука, 1984.

2. Кадик А.А., Максимов А.П., ІвановБ.В. Фізико-хімічні умови кристалізації і генезису андезитів. М.: Наука, 1986. 158 с.

3. Ковальов Г.М., Калашникова Л.А., Слезин Ю.Б. Про зв'язок між енергією вивержень і періодами спокою діючих вулканів// Геологія та геофізика. 1971. N3. С.137-141.

4. Лучицький І.В. Основи палеовулканологіі. М.: Изд-во АН СССР, 1971. Т.1. 480 с.

5. Макдональд Г. Вулкани. М.: Світ, 1975. 432 с.

6. Нігматуллін Р.І. Динаміка багатофазних середовищ. М.: Наука, 1987. Ч.1 - 370 с. Ч.2. 359 с.

7. Постона Т., Стюарт І. Теорія катастроф та її Особисте