КРАТЕРНОЕ ОЗЕРО ВУЛКАНА Kawah Ijen (видио), слайд-шоу

Kaвах Иджен (2386 м) – активный стратовулкан андезито-базальтового и андезитового состава (Whitford et al. 1979; Delmelle and Bernard, 1994), расположенный в кальдере Иджен в Восточной Яве (рис. 1).

Термальные источники на Кавах Иджен представлены кислыми SO₄-Cl водами на озёрном побережье и с нейтральными pH HCO₃-SO₄-Cl-Na водами в посёлке Блаван, в 17км от кратера. Катионный состав этих проявлений разбавлен по сравнению с кратерным озером, но ещё не достиг равновесия с породой. Отношения SO₄/Cl и составы воды и изотопов серы подтверждают идею, что эти источники являются смесью вершинных кислых SO₄-Cl вод и подземной воды. Фумаролы на берегах озера (T = 170 ~ 245°C) содержат, как магматическую, так и гидротермальную компоненты и пересыщены относительно элементарной серы. Кажущаяся равновесная температура газа составляет ~260°C. В 1979-1996гг в фумаролах пропорции окисленных (преимущественно с газом SO₂) магматических летучих, и восстановленного (преимущественно с газом H₂S) гидротермального пара изменялись. Эти изменения могли быть результатом взаимодействия SO₂-содержащего магматического пара с вершинным кислым гидротермальным резервуаром. Эта идея подтверждается пониженным отношением H₂S/SO₂, полученным для газа, сформировавшим резервуар SO₄-Cl вод , питающих озеро, по сравнению с тем, что наблюдалось в субаэральных газовых проявлениях. Конденсирующий газ, возможно, уравновешивался в зоне жидкость-пар при ~ 350°C.

(Делмелл П. и другие ГЕОХИМИЯ МАГМО-ГИДРОТЕРМАЛЬНОЙ СИСТЕМЫ ВУЛКАНА КАВАХ ИДЖЕН, ВОСТОЧНАЯ ЯВА, ИНДОНЕЗИЯ Смотри приложение)

Систематика вулканических озёр. Физические характеристики

Примерно 12% из 714 голоценовых вулканов в мире имеют вулканические озёра (Rowe et al. 1992a; Simkin, Siebert 1994). Некоторые из них представлены тёплыми кислыми рассолами, тогда как другие – заполнены нейтральными водами, преимущественно метеорного происхождения. Опасность, связанная с вулканическими озёрами, вызвана катастрофическими выбросами сильно газированной воды (Kling et al. 1987; Sigurdsson et al. 1987), извержениями из вулканических озёр ( Badrudin 1994; извержения 1995/1996 на Руапеху в Новой Зеландии) и просачиванием кислых сильно минерализованных терм в местные подземные воды и дренажные системы (Pasternack, Varekamp 1994; Rowe et al. 1995; Sanford et al. 1995). Некоторые исследователи изучают вулканические озёра с целью мониторинга активности вулканов (Giggenbach 1974; Giggenbach, Glover 1975; Giggenbach 1983; Badrudin 1994) или определения опасности, связанной с самими озёрами. Другие цели связаны с исследованием взаимодействий кислых терм с породой (Delmelle, Bernard 1994; Christensonand Wood 1993) или вулканические озёра рассматриваются в качестве малоглубинных частей рудообразующих гидротермально-магматических систем (Brimhall and Ghiorso 1983; Casadevall et al. 1984a; Christenson andWood 1993; Hedenquist and Aoki 1991; Giggenbach 1992). В конечном счёте вулканические озёра являются проявлением наземной дегазации и они дают основу для определения её масштабов (Stoiber et al. 1987; Brantley etal. 1993; Agustsdottir and Brantley 1994; Symonds et al. 1994).

Существование вулканических озёр определяется балансом вулкано-гидротермального теплового потока и остыванием атмосферы и режимом гидродинамического смешения, при условии подходящих гидрологических параметров и геометрии кратера вулканической постройки. Окислительно-восстановительные, кислотно-основные реакции и реакции растворения-осаждения формируют индивидуальные химические характерные черты наряду с физическими процессами. В этой статье описываются физические условия существования вулканических озёр, обусловливающие их генетическую классификационную схему. Классификации существуют для многих сред, но большинство из них основаны на случайных факторах, связанных с формой. В основу классификации вулканических озёр были положены процессы, а не форма. В связи с применением такого подхода были выявлены количественные факторы трёх уровней: а) величина вулкано-гидротермальной энергетической разгрузки, (b) режимы гидродинамического смешения, в результате которых происходит перенос вулканического тепла к поверхности и (с) химические параметры разгрузки газов и их реакции в озере, формирующие озёрные термы и химические осадки (рис. 1).

Полевые данные о вулканических озёрах и рассчитанный вынос вулканической энергии

Результаты моделирования показывают, что природные границы существую между группами вулканических озёр. Барьер максимальной температуры ~ 45°C определён для озёр всех размеров при R_c/R_lp (R_c – радиус площади водосбора, R_lp – радиус озера) 1.5 с энергетическим и масс балансом при максимальных дождевых осадка 5м/год (рис. 2). Во-первых, этот результат кажется удивительным, так как считается, что масс баланс не зависит от радиуса озера. Как приток дождевой воды, так и испарение зависят от площади поверхности озера, так как поверхность сокращается, когда приток вулканогенной воды маленький. В результате любая температура озёрной воды требует определённого количества метеорных осадков. Чтобы достичь масс баланса, но оказывается, что данная температура озера фиксирует значительно больший приток газов в большое озеро, чем в малые озёра. В заключении следует, что равновесные озёра с температурой > 45°C нуждаются в дождевых осадках превышающих 5м/год или в большей площади водосбора, чем использовались в нашей модели. Обычно, вулканические озёра с температурой > 45°C будут сокращаться и список природных озёр показывает, что очень немного долгоживущих озёр имеют стационарные температуры более 45°C. В локальном масштабе, размер каждого озера будет иметь ограниченный приток газа для данных дождевых осадков и верхний предел температуры, при котором оно начинает терять массу. Озёра, которые слишком горячие, чтобы находиться в равновесном состоянии относятся к категории «вулканические озёра пиковой активности» (таблица 3). Озёра с радиусом более 210м требуют приток газов более 600тонн SO₂/д, чтобы относиться к озёрам с пиковой активностью. Обычно, пассивно дегазирующие вулканы не выделяют SO₂/д более 600 тонн (Andres et al. 1992), так как большое озеро не может озером пиковой активности, если оно не эволюционирует в направлении извержения. Лагуна Калиентес на вулкане Поас, Коста Рика является примером вулканического озера пиковой активности с радиусом примерно 140м. С 1984 по 1990 гг параметры озера изменялись в широких пределах: глубина (4-50м), температура (38–96°C), pH (– 0.87 дo 0.26), общий растворённый остаток (TDS; 6–36%), и энергетическая разгрузка (150–550 MВт; Rowe et al. 1992a, b).

Геохимическая и физическая эволюция кратерного озера вулкана Руапеху во время извержений 1995-1996гг.

(Christenson B.W. Geochemistry of fluids associated with the 1995–1996 eruption of Mt. Ruapehu, New Zealand: signatures and processes in the magmatic-hydrothermal system)

Данные временных серий, собранные в 1994-1996гг, дают понимание геохимических и физических процессов, действующих в гидротермально-магматической системе вулкана Руапеху во время магматических извержений. Эти данные возможность оценивать будущую активность этого вулкана.

Рис. 3. Карта и фотография района кратера в январе 1996. Буквы и символы обозначают места расположения фумарол и белая сплошная линия означает переход от внешнего к внутеннему кратеру. Уровень озера был примерно 70м ниже стока в это времяДегазация восходящей магматической колонны начинала существенно влиять на тепловой и химический режим кратерного озера перед январём 1995г, хотя магма ещё не вошла в зону конвективной циркуляции воды в системе озеро-эруптивный канал до апреля этого года. В мае в середине энергичного цикла нагревания началась поступление в озеро продуктов растворения внедрившихся андезитов. Хотя температура озера с июня до середины августа понижалась, растворение андезитов продолжалось, позволяя предполагать, что верхушка магматической колонны быстро остывала и служила частичным препятствием для теплового потока и расплава, в то время как началось энергичная инфильтрация в эруптивный канал озёрная вода. Между июлем и сентябрём отношения S_t/Cl значительно возрастают, позволяя считать, что в это время покрышка серы, перекрывающая эруптивный канал перерабатывалась в SO₂ , поступавший в озеро. В середине сентября магма начала продвигаться и проломила серную лужу на дне озера, спровоцировав фреато-магматические извержения.

Выброс озера в сентябре и октябре 1995г вскрыло большую часть паровой зоны, окружающей магматическую колонну, что обусловило появление высокотемпературных фумарольных полей во внешнем кратере. Данные временных серий показали, что это был кратковременный эффект и метеорная вода вскоре дренировалась в эту зону и подавила её. Небольшое замечание, что эта тенденция повторившаяся перед извержениями в июне 1996 года, была кратковременной, так как позднее проявившиеся с этим событиями фумарольные поля исчезли полностью.

Эмиссия серы в эруптивные и промежуточные периоды в сентябре и октябре 1995г существенно превосходила выделение серы из ювенильной магмы. Это свидетельствует о присутствии порядочной доли гидротермальной S в термальных проявлениях. Извержения в июне и июле 1996г показали меньшее присутствие гидротермальной серы в продуктах извержений и они сопровождались дегазацией открытого эруптивного канала. Большой дисбаланс серной массы, наблюдавшийся в этот период, вероятно, являлся результатом магматической конвекции и мобилизации остаточной серы в системе магматических каналов.

Рис. 4. Концептуальная модель эволюции эруптивного канала, изображённая через последовательный ряд извержений 1995-1996гг. (а) Конвективная циркуляция и встречный поток тепловой трубы, описанные Christenson и Wood (1993), действовавший над продвигающейся магмой в начале мая. Расположение ранее отложившейся элементарной серы, примерно совпадает с 2-фазной (пар/жидкость) зоной равновесного состояния. (b) Магма проламывает дно озера в середине сентября, вызывая фреатомагматические извержения, приводящие к расширению однофазной оболочки пара и мобилизацию S_e в смежную 2-фазную зону и в само озеро. (с) Расширение магматического канала и усиление теплового потока в результате конвекции магмы во время извержений в октябре 1995г и июне/июле приводят к расширению однофазной зоны пара и дальнейшей мобилизации S_e из эруптивного канала. Поскольку этот процесс в природе кратковременный, то он обеспечивает механизм генерирования высоких концентраций H₂SO₄, которая благодаря низкой летучести должна оставаться в фазе возникновения. Это может, иногда, объяснять очень высокие концентрации выщелачивания SO₄ из пеплов событий в октябре 1995г.

Несомненно, разгрузка мобилизованной серы имеет значение для применения корреляционной спектрометрии при оценке объёма магмы или скорости магматической конвекции извергающихся вулканов. Особая осторожность необходима при применении этого метода к пробуждающим вулканам, которые имеют большие или долгоживущие гидротермальные системы, связанные с ними.

Hurst A. et al., Источник тепла в кратерном озере Руапеху

СИСТЕМАТИКА ВУЛКАНИЧЕСКИХ ОЗЁР

Делмелл П. Геохимия магмо-гидротермальной системы вул. Кавах. Ява, Индонезия

Геохимия флюидов, связанных с извержением вулкана Руапеху в 1995-1996гг. Н.Зеландия.