Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Литературный обзор 5
1.1 Характеристика и масштабы эмиссии вулканических газов 5
1.1.1 Методы измерения газовой эмиссии... 6
1.1.2 Эмиссия S02 7
1.1.3 Эмиссия С02, НС1 и HF 8
1.1.4 Валовая эмиссия газов 11
1.1.5 Соотношение между вулканической активностью и газовой эмиссией 12
1.2 Формирование и эволюция фумарольных систем активных вулканов 14
1.2.1 Формирование фумарольных систем 14
1.2.1.1 Фумарольные системы базальтовых вулканов 15
1.2.1.2 Фумарольные системы андезитовых и андезито-базальтовых вулканов... 16
1.2.1.3 Фумарольные системы дацитовых вулканов 17
1.2.2 Температура, химический и изотопный состав фумарольных газов .19
1.2.2.1 Температура газов , 19
1.2.2.2 Химический состав фумарольных газов 20
1.2.2.3 Изотопный состав кислорода и водорода фумарольных газов 23
1.2.2.4 Вариации состава и температуры газов во времени: корелляция с вулканической активностью 24
1.2.3 Тепловой баланс фумарольных систем 28
1.2.3.1 Кондуктивный теплообмен.. 28
1.2.3.2 Конвективный теплообмен
1.3 Газовый метасоматоз 32
1.4 Вулкан Кудрявый - результаты предыдущих исследований 36
Глава 2. Скорости и масштабы эмиссии фумарольных газов на вулкане Кудрявый .44
2.1 Методика измерений 44
2.2 Результаты измерений температуры и скорости эмиссии фумарольных газов 49
2.2.1 Скорости и расходы газа мощных фумарол 49
2.2.2 Мониторинг скорости и температуры газа на фумаролах с температурами 370 и 730С .58
2.2.3 Скорости и расходы газа на парящих фумарольных площадках 66
2.3 Валовая эмиссия фумарольных газов на вулкане Кудрявый 71
2.4 Выводы 73
Глава 3. Фумарольная активность вулкана Кудрявый в период с 1990 по 1999 годы. Фреатическое извержение 1999 г 75
3.1 Методика отбора проб, измерений температуры фумарольных газов и сейсмической активности вулкана 76
3.2 Результаты 10-летних исследований 78
3.2.1 Температура и состав газов фумаролы «Ф-940». 78
3.2.1.1 Долговременные изменения на фумароле «Ф-940» 81
3.2.1.2 Кратковременные изменения на фумароле «Ф-940» 85
3.2.2 Фреатическое извержение 1999 года 90
3.3 Обсуждение результатов 91
3.3.1 Причины долговременных изменений температуры и состава газов фумаролы «Ф-940» 91
3.3.2 Причины кратковременных изменений температуры и состава газов фумаролы «Ф-940» 92
3.3.3 Механизм и причины фреатического извержения 1999 года 96
3.4 Выводы „ 97
Глава 4. Геохимия изотопов водорода и тепловой баланс фумарольной системы вулкана Кудрявый 99
4.1 Полевые данные 99
4.1.1 Температура фумарольных газов 99
4.1.2 Изотопный состав водородав фумарольных газах 101
4.2 Обсуждение результатов полевых наблюдений 106
4.2.1 Изотопный состав конечных компонентов и корелляционныи Т-Хт тренд 106
4.2.2 Тепловой баланс смешения магматических газов и метеорных вод 111
4.2.3 Кондуктивный теплоперенос... 115
4.2.4 Другие механизмы, контролирующие температуру фумарольных газов 119
4.3 Геометрия газоподводящих каналов 121
4.4 Выводы 126
Глава 5. Газовый метасоматоз: взаимодействие высокотемпературных вулканических газов с вмещающими породами 129
5.1 Методика эксперимента. 129
5.1.1 Исходные материалы 130
5.1.2 Эксперимент 131
5.1.3 Методика анализа образцов 133
5.2 Результаты экспериментов 133
5.2.1 Взаимодействие с породами 133
5.2.2 Взаимодействие с минералами 134
5.3 Обсуждение результатов 141
5.3.1 Характер процессов взаимодействия 141
5.3.2 Направление процессов и масштабы взаимодействия 148
5.4 Выводы 150
Заключение 153
Защищаемые положения .155
Список литературы 156
- Соотношение между вулканической активностью и газовой эмиссией
- Результаты измерений температуры и скорости эмиссии фумарольных газов
- Долговременные изменения на фумароле «Ф-940»
- Результаты экспериментов
Соотношение между вулканической активностью и газовой эмиссией
Наибольшее число современных фумарольных систем приурочено именно к этому типу вулканизма. Более высокие концентрации летучих и вязкость андезитовых расплавов по сравнению с базальтовыми обеспечивают иной характер фумарольной деятельности. Присутствие фумарол в кратере таких вулканов очень часто связано с межэруптивным периодом вулканической активности. Это может быть постэруптивное затухание вулканических процессов, стадия роста куполов в кратере, постепенное нарастание активности и, наконец, относительно стационарный процесс непрерывной дегазации. Естественно, что фумарольные процессы сопровождают и собственно фазу извержений андезитовых вулканов.
Наиболее активные и высокотемпературные фумаролы (500-900С) с высокой интенсивностью дегазации формируются на андезитовых куполах и вокруг них в кратере вулканов. Яркими примерами являются фумарольные системы вулканов Мерапи, Индонезия [Le Guern and Bernard, 1982; Le Guern et al, 1982; Symonds et al, 1987], Августин, Аляска [Viglino et al, 1985; Symonds et al, 1990, 1992], Колима, Мексика [Connor et al, 1993; Tar an et al, 2001] и Поас, Коста-Рика [Rowe et al, 1992], Высокотемпературные фумаролы отмечены также в кратерах вулканов Белый Остров, Новая Зеландия [Giggenbach, 1987; Hedenquist et ah, 1993], Мутновский, Камчатка [Вакин и др., 1966; Taran et ah, 1992], и Момотомбо, Никарагуа [Menyailov et ah, 1986а; Quesefit et ah, 1989; Меняйлов и др., 1991]. Эволюция таких фумарольных систем, безусловно, является следствием эволюции магматических процессов андезитовых вулканов. Периодические извержения или рост куполов на некоторых вулканах могут поддерживать интенсивную высокотемпературную фумарольную активность на протяжении многих лет (Мерапи [Symonds et ah, 1987]; Колима [Taran et ah, 2001]; Белый Остров [Hedenquist et ah, 1993]. На других вулканах температуры фумарол и эмиссия газов резко возрастают после извержения, и в дальнейшем постепенно снижаются (например, на вулканах Поас [Rowe et ah, 1992], Галерас [Fischer et ah, 1997], Эбеко [Меняйлов и др., 1988] и Августин [Symonds et ah, 1992]).
Еще одна группа вулканов характеризуется длительной межэруптивной низкотемпературной фумарольной деятельностью, которая поддерживается дегазацией магматического расплава на глубине. К этой группе относится наибольшее число андезитовых островодужных вулканов мира. Низкотемпературные фумаролы в кратере вулкана могут существовать десятки и даже сотни лет, в течение которых эруптивная деятельность не проявляется. Эмиссия газов может осуществляться как за счет дегазации расплава при кристаллизации, так и за счет гидротермальной системы, которая подогревается снизу медленно остывающим магматическим телом. В этом случае, доля магматических газов со временем уменьшается, и в дальнейшем фумарольная деятельность полностью определяется гидротермальной системой вулкана.
Таким образом, особенности андезитовых расплавов обеспечивают больше возможностей для формирования фумарольных систем по сравнению с базальтовыми магмами. Фумарольная деятельность в данном случае может быть связана уже как с эруптивной, так и с межэруптивной стадиями вулканической активности.
Высокая вязкость кислых расплавов и повышенные содержания летучих компонентов в сравнении с более основными магмами зачастую приводит к эксплозивным извержениям нежели к формированию фумарольной системы. Поэтому распространенность высокотемпературных фумарольных систем дацитовых вулканов значительно меньше, чем андезитовых. Здесь фумаролы обычно формируются на постэруптивной стадии и приурочены к дацитовым куполам в кратере вулканов (например, Унзен [Ohba et al, 1994]; Шовашинзан [Mizutani, 1978; Mizutani and Sugura, 1982; Symonds et al, 1996]; Сент Хелене [Casadevall and Greenland, 1981; Gerlach and Casadevall, 1986a,bJ; Сатсума Иводзима [Shinohara et al, 1993, 2002J). Однако именно с этим типом вулканизма связаны наиболее «долгоживущие» высокотемпературные фумаролы межэруптивного периода вулканической активности.
Наглядным примером образования и развития фумарольной системы кислого вулканизма является дегазация побочного дацитового купола Шова-Шинзан вулкана Усу в Японии. Большой накопленный материал за более чем 40-летний период наблюдений, суммированный в работе [Symonds et al., 1996], является на данный момент наиболее полным описанием развития фумарольных процессов и позволяет проследить эволюцию магматической и гидротермальной систем вулкана.
Дацитовый купол Шова-Шинзан (общая высота 405 м над уровнем моря) сформировался во время извержения вулкана Усу с 1943 по 1945 гг. В 1945 г. на вершине купола было обнаружено большое количество высокотемпературных фумарол с температурами 900-1000С. Систематические исследования фумарол, с отбором проб газов, конденсатов и сублиматов, проводились с 1954 по 1985 гг. На куполе, наряду с высокотемпературными фумарольными полями, образовалось несколько низкотемпературных (общий диапазон измеренных температур - от 800 до 200С). Постепенное охлаждение купола привело к постепенному уменьшению температур фумарол и изменению химического и изотопного состава газов. Проведенные наблюдения позволили Саймодсу с соавторами [Symonds et al, 1996] предположить, что за более чем 40-летний период близповерхностный магматический расплав все более и более охлаждался и дегазировался. Постепенный характер этого процесса свидетельствует о том, что новых внедрений расплава не происходило. После первичного подъема дацитовой магмы к поверхности и сброса давления началась дегазация расплава, которая могла продолжаться лишь несколько лет или даже меньше. После декомпрессионной дегазации началась стадия «вторичного кипения» расплава или сброс летучих при кристаллизации. Кислые риолитовые магмы содержат большое количество растворенных летучих (до 4-5%), да и процесс кристаллизации достаточно медленный, поэтому высокотемпературные фумаролы могут существовать на куполе длительное время.
Другой пример высокотемпературной фумарольной деятельности дацитовых вулканов - вулкан Сатсума Иводзима в Японии [Matsuo et al, 1974; Shinohara et al, 1993, 2002; Saito et a!,2001]. Этот вулкан характеризуется наиболее длительным периодом стабильной высокотемпературной фумарольной деятельностью в межэруптивный период по сравнению с другими вулканами мира. Хеденкуист с соавторами [Hedenquist et al, 1994] и Шинохара с соавторами [Shinohara et al, 1993] оценивали продолжительность фумарольной активности в более, чем 1000 лет без протекания эруптивных процессов. Последние оценки несколько уменьшили этот период до 500-600 лет [Shinohara et al, 2002]. В любом случае, столь долгий период высокотемпературной и интенсивной дегазации требует значительных масс и объемов магматического расплава.
Рассмотренные выше примеры фумарол разных по составу расплава вулканов ясно показывают, что формирование и эволюция высокотемпературных фумарольных систем во многом определяется эволюцией конкретной магматической системы, но также зависит и от типа вулканизма. Температуры и составы фумарольных газов, а значит тепловой поток и количество магматических летучих в газе напрямую связаны со стадией вулканической активности, строением магматической системы и механизмом дегазации расплава. И если низкотемпературную фумарольную активность можно объяснить длительным процессом дегазации расплава при остывании и кристаллизации, то высокотемпературные фумаролы требуют наличия активной магматической системы. Интенсивная дегазация, которая может обеспечить высокие температуры в течение долгого времени, требует достаточно больших объемов магматического расплава. Кроме того, для поддержания температур фумарольных газов порядка 900С необходимо присутствие магмы близко к поверхности и непрерывный поток летучих компонентов.
Результаты измерений температуры и скорости эмиссии фумарольных газов
Полученные данные о скоростях газовых струй и расходах как мощных фумарол, так и парящих площадок, позволяют оценить валовую газовую эмиссию вулкана Кудрявый. Для определения общего расхода необходимо знать средние величины расходов фумарол и парящих площадок, их вклад в газовый дебит вулкана и общую площадь фумарольных полей.
Первые исследования температур фумарол и распределения фумарольных полей на вершине вулкана Кудрявый были выполнены в 1948 году [Власов и Петраченко, 1971]. Фумарольные поля были закартированы даже на внешних склонах вулкана (рис. 2.14). За полувековой период высокотемпературной дегазации очертания, распределение и площади фумарольных полей изменились. Грубые оценки в 1994 году позволили определить площадь фумарольных полей в кратере вулкана Кудрявый порядка 3000 м2. При проведении литологического геохимического опробования в кратере сотрудниками Института Вулканологии и Геодинамики в 1994-95гг. была составлена карта поверхностного строения кратерной зоны, расположения фумарольных полей и распределения температур. Температурные карты были составлены на основе измерений температур на глубине 20-30 см после отбора литологических проб. Площади полей были измерены с большей точностью. Общая площадь на данный момент составляет порядка 2600 м2.
Согласно наблюдениям, мощные фумаролы наиболее часто характеризуются скоростями газов в диапазоне 10-20 м/с и средней величиной расхода порядка 5 кг/с с 1 м2. Однако, таких фумарольных выходов немного в пределах фумарольных полей. По оценкам автора, общая площадь выходов мощных фумарол составляет порядка 10 м2. Следовательно, эмиссия газов через такие фумаролы составляет около 50 кг/с или 4300 тонн/сутки.
Основную площадь выхода газов представляют собой парящие площадки, на которых скорости газа менее 1 м/с. Средние величины расходов с одного квадратного метра составили 129.6±29 г/с и 97.8±19 г/с в 1994 и 1995 годах, соответственно. В пересчете на общую площадь выходов газа в кратере это соответствует 29100±6500 т/сут и 22000±4200 т/сут в 1994 и 1995 гг, соответственно. Очевидно, что расход газа из мощных фумарол лежит в пределах погрешности оценок валового расхода. Это означает, что основной вклад в эмиссию газов вносит дегазация с парящих фумарольных площадок, несмотря на низкие скорости газовых потоков. Столь значительная разница между величиной валовой эмиссии в 1994 и 1995 годах позволяет предполагать вариации интенсивности дегазации магматического расплава на вулкане Кудрявый.
Параллельно с исследованиями масштабов газового расхода, представленными в данной работе, в 1995 году американскими вулканологами из Аризонского университета были проведены измерения эмиссии SO2 на вулкане Кудрявый [Fischer et at, 1998J. Измерения были выполнены при помощи метода COSPEC с использованием наземной стационарной техники [Stoiber et at, 1983]. С расстояния около 3 км было проведено несколько измерений, которые позволили определить как общий ВЫНОС SO2, так и эмиссию для нескольких фумарольных полей отдельно. При оптимальных погодных условиях можно было выделить три основных газовых плюма от трех главных областей с фумарольными полями: высокотемпературной, среднетемпературной и низкотемпературной. Высокотемпературная область соответствовала фумарольным полям купола, среднетемпературная - «Рениевому» полю, и, наконец, низкотемпературная - фумарольным полям юго-западного кратера. Скорость ветра, необходимая при расчете газового выноса, была измерена ручным анемометром на вершине вулкана одновременно с измерениями COSPEC. Погрешности измерений были оценены как + 25%, в основном из-за неточностей при определении скорости ветра. Общий вьшос диоксида серы составил 73+15 т/д, из которых 52±9 т/д приходится на высокотемпературные поля, 14+4 т/д - на среднетемпературные и 7±4 т/д- на низкотемпературные фумарольные поля. Такой масштаб эмиссии соответствует слабому уровню скорости дегазации по классификации Стойбера с соавторами [Stoiber et(d., 1987].
Эмиссия SO2 и данные о химическом составе и соотношении основных компонентов вулканического газа позволили авторам [Fischer et al, 1998] рассчитать вьшос индивидуальных газовых компонентов. При расчетах использовался состав "исходного" магматического газа, определенного экстраполяцией и усреднением химического состава наиболее высокотемпературных проб. Эти данные характеризуют эмиссию чисто магматических летучих и интенсивность дегазации магматического расплава, который является источником диоксида серы. Пересчет расхода SO2 на расход воды, как основного компонента фумарольных газов, дает величину порядка 1600 т/сут. Это значение отличается на полтора порядка от значения валовой эмиссии газов, определенного в исследованиях автора данной работы . Такое несоответствие между валовой эмиссией газов и расходом магматического газа по данным SO2 позволяет предполагать, что метеорные и/или морские воды активно вовлекаются в фумарольную систему вулкана. Подмешивание вод из гидротермальной системы к магматическим газам приводит к увеличению общего валового расхода фумарольных газов на вулкане Кудрявый. Также стоит подчеркнуть, что разбавление газов за счет метеорных вод приводит к уменьшению температуры газов на выходе. Как показывают исследования соотношений газовых компонентов в фумаролах, соотношение SO2/H2S сильно зависит от температуры [например, Symonds and Reed, 1993; Чураков и др., 2000]. При снижении температуры, доля диоксида серы в газе уменьшается, что приведет к заниженным оценкам эмиссии магматических газов, если они сделаны только по расходу SO2.
Долговременные изменения на фумароле «Ф-940»
За два дня до изменения в составе фумарольных газов был зарегистрирован рой сейсмических колебаний, продолжавшихся в течение нескольких часов (магнитуда колебаний была невысокой - менее 150 условных единиц датчика при фоновом значении порядка 50 усл.единиц). К сожалению, следующий отбор газовой пробы был проведен только 10 октября, через три дня после фреатического извержения. Поэтому возможные изменения состава фумарольных газов, если они и были, неизвестны в период с 27 сентября по 10 октября 1999г. После извержения содержания НгО, СОг и S остались на уровне, соответствующем их содержаниям 27 сентября. Однако, концентрации Иг, НС1 и HF в фумарольных газах возросли после извержения. На фоне постоянства C/S отношения, C/Cl, S/Cl, C/F, S/F и C1/F отношения резко уменьшились до уровня, отвечающего 10-летнему тренду изменения состава газов. Следует подчеркнуть, что изменения содержаний воды, серы и водорода в пробах, отобранных после дождей в 1998 и 1999 г.г. очень похожи. К сожалению, было отобрано ограниченное число проб, которого явно недостаточно для того, чтобы определить продолжительность изменений состава газов. Однако, данные непрерывного мониторинга фугитивности водорода в этой фумароле, полученные в 1998 году показывают повышенные концентрации водорода в газах в течение 5 дней [Korzhinsky et ah, 2002].
Извержение произошло 7 октября 1999 года в центральном кратере вулкана Кудрявый (рис. 3.1). В результате интенсивных дождей в кратере образовалось небольшое озеро, покрывшее несколько низкотемпературных (около 100С) фумарол (фото 3.3Б). Извержение произошло как раз на месте расположения озера. Точное время начала извержения неизвестно, первые наблюдения были сделаны в 17:20 местного времени от подножия вулкана. Черные пешювые тучи периодически поднимались на высоту 300-400м над вершиной вулкана с интервалом 3-5 минут. Несмотря на то, что несколько человек находилось в 250 м от центра извержения, (в лагере номер 2 на вершине вулкана), они не слышали никаких взрывов и не ощущали сейсмических толчков. Первые непосредственные наблюдения в кратере были сделаны в 19:05. К этому времени выброс крупнообломочного материала уже прекратился и наблюдался только выброс пепла.
В результате извержения образовался новый кратер глубиной порядка 30 м и диаметром 30-40м. В вертикальной южной стенке кратера на глубине 20 м открылась каверна размером около 3x6 м. Края и внутренняя часть этой каверны были желто-красного цвета, что свидетельствует о высоких температурах порядка 900-1000С. Струя газа с ревом вырывалась на высоту около 60 м. Часть кратерного материала была разбросана непосредственно вокруг кратера, мелкие частицы и пепел были перенесены ветром на склоны и даже за пределы вулканической постройки. Полевые наблюдения закончились 15 октября 1999 года. Визуально к этому времени никаких изменений в условиях дегазации из нового кратера не наблюдалось. По данным Ф.Шадермана (личное сообщение), изменений также не произошло и к осени 2000 г.
Исследования вулканического пепла под оптическим микроскопом показали, что он состоит главным образом из измененного материала кратерных отложений. Основные минеральные компоненты представлены пироксенами, плагиоклазами, кварцем, оливином, ангидритом. Никаких следов присутствия свежего магматического материала (стекло и т.п.) обнаружено не было.
Наблюдаемая тенденция постепенного уменьшения температуры и изменения состава фумарольньгх газов в течение десятилетних наблюдений на вулкане Кудрявый типична для вулканов после эруптивного периода или активизации [например, Symonds et al, 1996; Shevenell and Goff, 2000 и др.]. Увеличение температуры газов с 910 до 940С в 1991-1992 г.г. и высокое отношение D/H в газе может свидетельствовать о подъеме свежей порции магмы в близповерхностную магматическую камеру вулкана. Наблюдаемое постепенное непрерывное уменьшение температуры и изменение химического и изотопного состава газов (рис. 3.2 и 3.3) предполагает дегазацию изолированного объема магмы в относительно стационарном режиме [например, Giggenbach, 1996; Symonds et al, 1996].
Постепенно изменяющийся состав газа фумаролы "Ф-940" был подвержен периодическим резким изменениям в 1998 и 1999 г.г. Важно подчеркнуть, что эти изменения происходили через 5 дней после обильных метеорных осадков. Также, в 1999 году, эти изменения сопровождались усилением собственной сейсмической активности вулкана и не коррелировали с региональными сейсмическими событиями, хотя их магнитуда была в три раза выше.
Предполагается, что наблюдаемые кратковременные изменения состава газа могли быть вызваны следующими причинами: 1) увеличением давления над магматическим расплавом; 2) подъемом свежей недегазированной порции магмы в магматическую камеру; 3) процессом неравновесного отделения летучих от расплава. Увеличение давления. Интенсивные дожди и последующее проникновение метеорных вод в конус вулкана могли привести к: а) охлаждению пород и стенок газоподводящих каналов, уменьшению температуры газов и осаждению сублиматов на стенках, что может вызвать сокращение сечения каналов и даже их полное "зарастание" сублиматами; б) уменьшению общей площади выхода газов через трещиноватые породы конуса вулкана (soil degassing) за счет уменьшения проницаемости пород, заполняющихся метеорными водами. При постоянстве газового расхода от магматического расплава, оба эти процесса будут приводить к повышению давления над расплавом. А поскольку давление у основания газовых каналов небольшое (порядка нескольких атмосфер [Stevenson, 1993; ГЛАВА 4]), то можно предполагать, что метеорные воды могут вызвать его изменение.
Согласно экспериментальным данным по совместной растворимости воды и углекислого газа в расплавах и моделям дегазации расплавов [Kazahaya and Shinohara, 1994; Holloway and Blank, 1994; Dixon et ah, 1995; Dixon and Stolper, 1995; Tamic et al, 2001; Saito et al., 2001 и др.], увеличение давления в системе расплав-флюид (Н2О-СО2) приведет к уменьшению содержания воды относительно СОг в отделяющемся флюиде. При этом, чем ниже общее давление в системе, тем больше будет выражен этот эффект. Отсутствие экспериментальных данных по барической зависимости растворимости серы в расплавах при низких давлениях не позволяет определить влияние повышения давления на отношение H20/STOT в газовой фазе. Однако, сходство химических свойств между НгО и H2S и между СОг и SO2 позволяет предполагать, что эти формы серы ведут себя практически также, как вода и СОг, соответственно. Поскольку диоксид серы является основной формой переноса серы в вулканических газах при высоких температурах и низких давлениях, можно ожидать, что валовая концентрация серы в газе будет увеличиваться с увеличением давления. Растворимость хлора в магмах слабо зависит от давления в расплавах с низкими содержаниями воды [Webster et al, 1999] и при низких давлениях дегазации. Коэффициенты распределения фтора между магматическим расплавами и флюидами неизвестны для условий низких давлений, при этом они не зависят от изменения давления в интервале 2-5 кбар [Webster, 1990]. Следовательно, увеличение давления над расплавом может привести к снижению концентрации воды и к увеличению относительных концентраций других газовых компонентов. В этом случае следует ожидать, что отношения C/S, C/Cl, S/Cl, C/F, S/F и C1/F будут практически постоянными в магматических газах.
Процесс увеличения давления над расплавом за счет сокращения общей площади выхода газов через конус вулкана Кудрявый после интенсивных дождей может объяснить изменения в химическом составе фумарольных газов, наблюдавшиеся в 1998 и 1999 г.г. В этом случае, однако, нужно предполагать, что насыщение расплава по летучим компонентам происходит при достаточно низких давлениях, т.е., что магма сильно деплетирована по растворенным флюидным компонентам. В настоящий момент, к сожалению, ничего не известно о содержаниях летучих в магматическом расплаве вулкана Кудрявый. Кроме того, модель повышения давления не может объяснить резкие изменения в соотношениях основных компонентов газов. И, наконец, относительное постоянство химического состава газа через три дня после извержения также не совпадает с моделью повышения давления. Формирование нового кратера на вершине вулкана диаметром около 30 м в значительной степени увеличило общую площадь выхода газов. Этот процесс, в совокупности с выбросом большого количества газов при извержении, должны были существенно сбросить давление над расплавом. Относительное постоянство состава газов до и после извержения в рамках этой модели должно свидетельствовать о сохранении давления над расплавом.
Результаты экспериментов
Поскольку породы представлены набором минералов разного состава, а вулканические породы еще и стеклом, то проанализировать образцы после экспериментов оказалось довольно затруднительно. Продолжительность экспериментов была небольшой, а интенсивность взаимодействия пород с газами гораздо ниже, чем с плотными водными растворами, поэтому масштабы газометасоматических реакций оказались невелики. Однако, следует отметить несколько важных моментов.
При низкой температуре фумарольных газов около 160С, наблюдалось осаждение сублиматов, в основном элементарной серы, на поверхности образцов пород, в трещинах и порах. Изменения химического состава пород, если они и были, оказались «замаскированы» для изучения общим сложным составом породы.
При средних температурах порядка 300-600С, никаких заметных изменений химического состава ни в одном из образцов пород также отмечено не было, даже в годовом эксперименте. Единственное, что было найдено - это небольшое изменение цвета пород и осаждение тонкого слоя сублиматов на поверхности образцов. Состав сублиматов представлял собой обычный набор химических элементов, который уже изучен по экспериментальному осаждению сублиматов в кварцевых трубках (оксиды Si и Fe, сульфаты Са и др.) [Ткаченко и др., 1999; Korzhinsky et ah, 1995].
При высокой температуре 900С, розоватый цвет образцов гранита и дацита изменился до серого, причем не только с поверхности, но и на срезе. Породы также оказались покрыты очень тонким слоем сублиматов, в основном оксидами железа. Столь высокие температуры газов привели к механическому разрушению образца гранита, что, вероятно, связано с возникновением локальных термоупругих напряжений из-за различных коэффициентов теплового расширения минералов, слагающих породу. Наличие вулканического стекла в интерстициях между вкрапленниками минералов и малые размеры минеральных зерен в даците и андезито-базальте препятствовали механическому разрушению образцов, в отличие от полнокристаллического крупнозернистого гранита.
Трудности с диагностикой возможных изменений химического состава пород обусловили дальнейшее использование в экспериментальных исследованиях мономинеральных образцов.
Все минералы и кварцевые трубки, находившиеся в опыте при 910С, оказались покрыты тонким слоем магнетита. Его осаждение на стенках фумарол из газовой фазы является обычным процессом при температурах 800-900С. Также интересно отметить, что изменилась окраска некоторых минералов. Исходный розовый ортоклаз и голубой апатит стали бесцветными после месячной выдержки в газе. Образец биотита потерял блеск, изменил окраску от черной до серой, поверхность стала шероховатой. При температуре 620С не наблюдалось осаждения на поверхности каких-либо сублиматов, цвет минералов практически не изменился.
Результативными, т.е. которые дали наблюдаемые изменения состава, оказались опыты с полевыми пшатами - альбитом, ортоклазом и лабрадором, оливином, биотитом, кальцитом, сфалеритом и пиритом. Опыты месячной продолжительности со сфалеритом, баритом, кальцитом и гипсом при 910С привели к полному разрушению (растворению в газе?) этих минералов. Барит был также полностью разрушен (растворен?) и при 620С. Эксперименты с гипсом, диопсидом, эпидотом и оливином при 620С и с апатитом как при 910С, так и при 620С, не привели к заметному изменению состава, потому далее не рассматриваются.
Кальцит. Наиболее сильно замещение после взаимодействия газ-минерал при 620С проявлено для кальцита - кристалл полностью замещен ангидритом. Поскольку ангидрит обнаружен и в природных сублиматах, а также стабилен при данной температуре по результатам термодинамического моделирования при реальных составах газов [Symonds and Reed, 1993; Wahrenberger, 1997; Чураков и др., 2000], его устойчивость вполне понятна. Видимо, 2 мольных % СОг в газе недостаточно для стабильности кальцита, а содержание SO2 того же порядка, что и СО2, достаточно для образования ангидрита. Следует отметить, что в краевой зоне образца ангидрит замещается на СаО и далее на силикат Са. Появление оксида Si на поверхности минерала можно объяснить либо осаждением Si02 из газа, либо реакцией со стенкой кварцевой трубки.
Интересные результаты получены при взаимодействии газа с силикатами -полевыми пшатами, оливином и биотитом.
Полевые шпаты. Во всех образцах полевых шпатов (альбит, ортоклаз, лабрадор) после опытов при 620С и 910С наблюдаются каймы диффузионного метасоматоза. Наиболее ярко диффузионные процессы проявлены в кристаллах ортоклаза, менее всего подвержены изменениям образцы альбита.
Максимальная обнаруженная ширина измененной зоны в ортоклазе составляет 340 мкм из опыта при температуре 620С и 270 мкм при температуре 910С. В лабрадоре максимальная ширина зоны составила 80 мкм и 10 мкм; а зона изменении в альбите достигала 10 мкм и 5 мкм при 910С и 620С, соответственно. К сожалению, условия опыта (работа на горячем фумарольном поле и большая скорость газа) не позволили точно определить ориентировку образца относительно направления потока газа, поэтому все срезы рассматриваются как равноправные.
На рисунках 5.2 и 5.3 представлены профили микрозондовых анализов через кристаллы ортоклаза, Лабрадора и альбита после опытов при температурах, указанных на диаграммах. Содержания элементов выражены в атомных процентах. Краевая зона (на рисунке слева) соответствует границе кристалла, аналитический профиль продолжается направо до постоянного состава, соответствующего исходному (стандарту). По оси абсцисс отложены расстояния от края кристалла (мкм), выраженные в логарифмических единицах.
В альбите изменения невелики, однако все же можно отметить вынос Na с одновременным привносом К и Са как при 620С, так и при 910С (рис. 5.2, 5.3). Однако привнос Са более существенен при 620С, а привнос К - при 910С. Видно, что масштаб изменений как по составу, так и по глубине диффузионной зоны при 910С несколько превышает масштаб изменений при 620С.
Для ортоклаза явно выражен процесс альбитизации. В ортоклазе наблюдаются наибольшие изменения как по составу (с очень отчетливым диффузионным фронтом), так и по ширине зоны изменений. Прослеживается увеличение анортитовой составляющей у самого края кристалла, причем на начальной стадии процесс определяется катионньм обменом калия на натрий с последующим возрастанием концентрации кальция. По-видимому, это связано с наличием области несмесимости между кальциевыми и калиевыми миналами полевых пшатов, что и определяет протекание реакций обмена в основном в бинарных Na-K и Na-Ca системах. Повышение концентрации кальция четко коррелирует с повышением концентрации алюминия и понижением содержания кремния, что точно отвечает закономерностям изоморфного замещения в ряду твердых растворов плагиоклазов.
Из профиля анализа Лабрадора при 910С (рис. 5.3) видно, что состав первых от края 10 мкм соответствует исходному составу минерала. Анализ остальных точек при той и другой температуре свидетельствует о протекании обменных реакций Na/Ca и Al/Si и альбитизации исходного Лабрадора. Чем вызвано постоянство состава в краевой зоне пока остается не выясненным. Как амплитуда, так и ширина зоны изменений при 910С в несколько раз больше, чем при 620С.
Из анализа диаграмм на рис. 5.2 и 5.3 можно сделать вывод, что составы изменяются в практически точном соответствии с формулами минералов -антикорреляция Na/K, Na/Ca и Al/Si и прямая корреляция А1/Са, иными словами, нет необходимости усложнять процесс введением дополнительных фаз или инконгруентной растворимостью.
