Фреатомагматическое извержение

Фреатомагматические извержения – это извержения вулканов , возникающие в результате взаимодействия магмы и воды. Они отличаются от исключительно магматических извержений и фреатических извержений . В отличие от фреатических извержений, продукты фреатомагматических извержений содержат ювенильные (магматические) обломки . ^[1] обычно Крупные эксплозивные извержения имеют магматические и фреатомагматические компоненты.

Механизмы

Существует несколько конкурирующих теорий относительно точного механизма образования пепла. Наиболее распространенной является теория взрывного теплового сжатия частиц при быстром охлаждении от контакта с водой. Во многих случаях вода поступает из моря, как, например, при извержении Суртсей . В других случаях вода может присутствовать в озере или кальдерном озере, как на Санторини , где фреатомагматический компонент минойского извержения был результатом образования как озера, так и позже моря. Также были примеры взаимодействия магмы и воды в водоносном горизонте. Из-за этих обстоятельств многие шлаковые конусы на Тенерифе считаются фреатомагматическими. ^{[ нужна ссылка ]}

Другая конкурирующая теория основана на реакциях топлива и теплоносителя, которые были смоделированы для ядерных реакторов. Согласно этой теории, топливо (в данном случае магма) фрагментируется при контакте с теплоносителем (морем, озером или водоносным горизонтом). Распространяющиеся волны напряжения и тепловое сжатие расширяют трещины и увеличивают площадь поверхности взаимодействия, что приводит к взрывоопасной скорости охлаждения. ^[1] Два предложенных механизма очень похожи, и реальность, скорее всего, представляет собой комбинацию обоих. ^{[ нужна ссылка ]}

Депозиты

Фреатомагматический пепел образуется по одним и тем же механизмам в широком диапазоне составов, основных и кислых. глыбистые и изометричные кластики с низким содержанием пузырьков . Формируются ^[2] Отложения фреатомагматических эксплозивных извержений также считаются лучше сортированными и более мелкозернистыми, чем отложения магматических извержений. Это является результатом гораздо более высокой фрагментации фреатомагматических извержений.

Гиалокластит

Гиалокластит — стекло, обнаруженное в подушечных базальтах , полученных путем невзрывной закалки и разрушения базальтового стекла. Их до сих пор классифицируют как фреатомагматические извержения, поскольку они образуют ювенильные обломки в результате взаимодействия воды и магмы. Они могут образовываться на глубинах воды >500 м, ^[1] где гидростатическое давление достаточно велико, чтобы ингибировать везикуляцию в базальтовой магме.

Гиалотуф

Гиалотуф водоносных — это тип горной породы, образовавшийся в результате взрывного дробления стекла во время фреатомагматических извержений на небольших глубинах воды (или внутри горизонтов ). Гиалотуфы имеют слоистую природу, что считается результатом затухающих колебаний скорости истечения с периодом в несколько минут. ^[3] Отложения значительно более мелкозернистые, чем отложения магматических извержений, что связано с гораздо большей фрагментацией типа извержений. Отложения кажутся лучше отсортированными, чем магматические отложения на месторождении, из-за их тонкого характера, но анализ размера зерен показывает, что отложения гораздо хуже отсортированы, чем их магматические аналоги. Обломок, известный как аккреционные лапилли, характерен для фреатомагматических отложений и является основным фактором для идентификации в полевых условиях. Аккреционные лапилли образуются в результате когезионных свойств влажной золы, вызывая связывание частиц. Они имеют круглую структуру, если рассматривать образцы вручную и под микроскопом . ^[1]

Дальнейшим контролем морфологии и характеристик месторождения является соотношение воды и магмы. Считается, что продукты фреатомагматических извержений мелкозернистые и плохо отсортированные там, где соотношение магма/вода высокое, но при более низком соотношении магма/вода отложения могут быть более крупными и лучше отсортированными. ^[4]

Особенности поверхности

Существует два типа жерловых форм рельефа , образующихся в результате взрывного взаимодействия магмы и грунтовых или поверхностных вод; туфовые конусы и туфовые кольца. ^[1] Обе формы рельефа связаны с моногенетическими и полигенетическими вулканами . В случае полигенетических вулканов они часто переслаиваются лавами, игнимбритами и отложениями пеплов и лапилли . Ожидается, что на поверхности Марса могут присутствовать туфовые кольца и туфовые конусы . ^[5]^[6]

Туфовые кольца

Кольца туфа имеют низкопрофильный фартук из тефры, окружающий широкий кратер (называемый кратером маара ), который обычно ниже окружающего рельефа. Тефра часто остается неизмененной и тонкослоистой и обычно считается игнимбритом или продуктом пирокластического потока плотности. Они строятся вокруг жерла вулкана, расположенного в озере , прибрежной зоне, болоте или районе с обильными грунтовыми водами .

Туфовые конусы

Туфовые конусы имеют крутые склоны и конусообразную форму. Они имеют широкие кратеры и образованы сильно измененной, густослоистой тефрой. Они считаются более высоким вариантом туфового кольца, образовавшимся в результате менее мощных извержений. Туфовые конусы обычно имеют небольшую высоту. Кратер Коко имеет высоту 1208 футов. ^[7]

Примеры

Форт-Рок , эродированное туфовое кольцо в Орегоне , США .

Минойское извержение Санторини

Санторини является частью Южно-Эгейской вулканической дуги , в 140 км к северу от Крита . Минойское извержение Санторини было последним извержением и произошло в первой половине 17 века до нашей эры. Извержение имело преимущественно риодацитовый состав. ^[8] Минойское извержение имело четыре фазы. Фаза 1 представляла собой выпадение пемзы от белого до розового цвета с направлением оси рассеяния на восток-юго-восток. Максимальная мощность отложения составляет 6 м, а сверху переслаиваются слои пепловых потоков. Фаза 2 представлена слоями пепла и лапилли , которые перекрёстно расслоены мегарябью и дюноподобными структурами . Мощность отложений варьируется от 10 см до 12 м. Фазы 3 и 4 представляют собой отложения течения пирокластической плотности. Фазы 1 и 3 были фреатомагматическими. ^[8]

1991 г., извержение горы Пинатубо.

Гора Пинатубо находится на территории Центрального Лусона между Южно-Китайским и Филиппинским морями . Извержение Пинатубо в 1991 году содержало андезит и дацит в предклиматической фазе, но только дацит в кульминационной фазе. Климатическая фаза имела объём 3,7–5,3 км2. ³. ^[9] Извержение состояло из последовательно увеличивающихся выбросов пепла, роста купола, 4 вертикальных извержений с продолжающимся ростом купола, 13 пирокластических потоков и кульминационного вертикального извержения с соответствующими пирокластическими потоками. ^[10] Доклиматическая фаза была фреатомагматической.

Процесс извержения

Извержение Хатепе, произошедшее в 232 ± 12 году нашей эры, было последним крупным извержением озера Таупо в новозеландской Таупо вулканической зоне . Первоначально наблюдалась незначительная фреатомагматическая активность, за которой последовало сухое излияние на глубину 6 км. ³ риолита , образующего плинианскую пемзу Хатепе. Затем в жерло проникло большое количество воды, что вызвало фреатомагматическое извержение, в результате которого образовались 2,5-километровые отложения. ³ Хатепе Эш. Вода в конечном итоге остановила извержение, хотя из жерла все еще вырывалось большое количество воды. Извержение возобновилось с фреатомагматической активностью, в результате которой образовался пепел Ротонгайо. ^[11]

Извержения Гримсватна

Вулкан Гримсвётн в Исландии — это подледниковый вулкан, расположенный под ледяной шапкой Ватнайокудль . При типичном подледниковом извержении вышележащий ледниковый лед тает под действием тепла вулкана внизу, а последующее попадание талой воды в вулканическую систему приводит к фреатомагматическому взрыву. ^[12] Гримсвотн является местом расположения активной геотермальной системы и подвержен фреатомагматическим извержениям. ^[12] Таяние вышележащей ледниковой шапки Ватнайёкюдль также приводит к образованию подледниковых озер, которые при подходящих условиях могут вылиться в виде катастрофических ледниковых наводнений, известных как йёкульхлауп . ^[13]

См. также

Фреатическое извержение - извержение вулкана, вызванное взрывом пара.
Типы извержений вулканов
Вулканический пепел - природный материал, образовавшийся во время извержений вулканов.
Но – Низкорельефный вулканический кратер
Вулканическая трубка - подземная геологическая структура, образовавшаяся в результате извержения вулкана.
Ловушки Эмэйшань - базальтово-магматическая провинция на юго-западе Китая.

Ссылки

^ Jump up to: ^а ^б ^с ^д ^и Хайкен Г. и Волетц К. 1985. Вулканический пепел. Калифорнийский университет Press, Беркли
^ Кларк, Хилари; Тролль, Валентин Р.; Карраседо, Хуан Карлос (10 марта 2009 г.). «Фреатомагматическая и стромболианская изверженная деятельность базальтовых шлаковых конусов: Монтанья-Лос-Эралес, Тенерифе, Канарские острова» . Журнал вулканологии и геотермальных исследований . Модели и продукты мафической эксплозивной деятельности. 180 (2): 225–245. Бибкод : 2009JVGR..180..225C . doi : 10.1016/j.jvolgeores.2008.11.014 . ISSN 0377-0273 .
^ Старостин А.Б., Бармин А.А. и Мельник О.Е. 2005. Переходная модель эксплозивных и фреатомагматических извержений. Журнал вулканологии и геотермальных исследований, 143, 133–51.
^ Кэри, Р.Дж., Хоутон, Б.Ф., Сейбл, Дж.Э. и Уилсон, CJN Тараверы 1886 года 2007. Контраст по размеру зерен и составу в сложных проксимальных отложениях базальтового плинианского извержения . Бюллетень вулканологии, 69, 903–26.
^ Кестхейи, Л.П., В.Л. Джагер, К.М. Дандас, С. Мартинес-Алонсо, А.С. МакИвен и М.П. Милаццо, 2010, Гидровулканические особенности Марса: предварительные наблюдения в первый год Марсианских изображений HiRISE, Icarus, 205, 211–29, [1] дои : 10.1016/j.icarus.2009.08.020 .
^ Брож П. и Э. Хаубер, 2013, JGR-Planets , Том 118, 8, 1656–75, « Гидровулканические туфовые кольца и конусы как индикаторы фреатомагматических эксплозивных извержений на Марсе » два : 10.1002/jgre.20120 .
^ Геологическая служба США: Маар и туфовые конусы
^ Jump up to: ^а ^б Таддеуччи Дж. и Волетц К. 2001. Временная эволюция Минойского извержения (Санторини, Греция), зафиксированная его плинианскими отложениями падения и прослоями пепловых потоков. Журнал вулканологии и геотермальных исследований, 109, 299–317.
^ Рози, М., Пеладио-Мелосантос, М.Л., Ди Муро, А., Леони, Р. и Баколкол, Т. 2001. Падение и активность потока во время климатического извержения вулкана Пинатубо в 1991 году (Филиппины). Бюллетень вулканологии, 62, 549–66.
^ Хоблитт, Р.П., Вулф, Э.В., Скотт, М.Е., Каучман, М.Р., Паллистер, Дж.С. и Хавьер, Д. 1996. Кульминационные извержения горы Пинатубо, июнь 1991 г. В: Ньюхолл, К.Г. и Пунонгбаян, Р.С. (ред.). Огонь и грязь; извержения и лахары горы Пинатубо, University of Washington Press, стр. 457–511.
^ Уилсон, CJN и Уокер GPL 1985. Извержение Таупо, Новая Зеландия I. Общие аспекты. Философские труды Лондонского королевского общества, 314, 199–228. два : 10.1098/rsta.1985.0019
^ Jump up to: ^а ^б Джуд-Итон, Калифорния; Тордарсон, Т.; Гудмундссон, Монтана; Оддссон, Б. (8 марта 2012 г.). «Динамика, стратиграфия и проксимальное распространение надледниковой тефры во время ограниченного льдом извержения вулкана Гримсвётн в 2004 году, Исландия» . Бюллетень вулканологии . 74 (5): 1057–1082. Бибкод : 2012BVol...74.1057J . дои : 10.1007/s00445-012-0583-3 . ISSN 0258-8900 . S2CID 128678427 .
^ Эндрю, Рут Элла Беатрис (1981). Вулканотектоническая эволюция и характерный вулканизм неовулканической зоны Исландии . п. 38. OCLC 1184302665 .

Дальнейшее чтение

Уокер, GPL 1971. Гранулометрические характеристики пирокластических отложений. Геологический журнал, 79, 696–714.
Веспа М., Келлер Дж. и Гертиссер Р. 2006. Интерплилинская эксплозивная активность вулкана Санторини (Греция) за последние 150 000 лет. Журнал вулканологии и геотермальных исследований, 152, 262–86.
Райли, К.М., Роуз, В.И. и Блут, Г.Дж.С. 2003. Количественные измерения формы дистального вулканического пепла. Журнал геофизических исследований, 108, B10, 2504.

Внешние ссылки

СМИ, связанные с фреатомагматическими извержениями, на Викискладе?

[Heiken-1] Jump up to: ^а ^б ^с ^д ^и Хайкен Г. и Волетц К. 1985. Вулканический пепел. Калифорнийский университет Press, Беркли

[2] Кларк, Хилари; Тролль, Валентин Р.; Карраседо, Хуан Карлос (10 марта 2009 г.). «Фреатомагматическая и стромболианская изверженная деятельность базальтовых шлаковых конусов: Монтанья-Лос-Эралес, Тенерифе, Канарские острова» . Журнал вулканологии и геотермальных исследований . Модели и продукты мафической эксплозивной деятельности. 180 (2): 225–245. Бибкод : 2009JVGR..180..225C . doi : 10.1016/j.jvolgeores.2008.11.014 . ISSN 0377-0273 .

[3] Старостин А.Б., Бармин А.А. и Мельник О.Е. 2005. Переходная модель эксплозивных и фреатомагматических извержений. Журнал вулканологии и геотермальных исследований, 143, 133–51.

[Carey_2007-4] Кэри, Р.Дж., Хоутон, Б.Ф., Сейбл, Дж.Э. и Уилсон, CJN Тараверы 1886 года 2007. Контраст по размеру зерен и составу в сложных проксимальных отложениях базальтового плинианского извержения . Бюллетень вулканологии, 69, 903–26.

[5] Кестхейи, Л.П., В.Л. Джагер, К.М. Дандас, С. Мартинес-Алонсо, А.С. МакИвен и М.П. Милаццо, 2010, Гидровулканические особенности Марса: предварительные наблюдения в первый год Марсианских изображений HiRISE, Icarus, 205, 211–29, [1] дои : 10.1016/j.icarus.2009.08.020 .

[6] Брож П. и Э. Хаубер, 2013, JGR-Planets , Том 118, 8, 1656–75, « Гидровулканические туфовые кольца и конусы как индикаторы фреатомагматических эксплозивных извержений на Марсе » два : 10.1002/jgre.20120 .

[7] Геологическая служба США: Маар и туфовые конусы

[tad-8] Jump up to: ^а ^б Таддеуччи Дж. и Волетц К. 2001. Временная эволюция Минойского извержения (Санторини, Греция), зафиксированная его плинианскими отложениями падения и прослоями пепловых потоков. Журнал вулканологии и геотермальных исследований, 109, 299–317.

[9] Рози, М., Пеладио-Мелосантос, М.Л., Ди Муро, А., Леони, Р. и Баколкол, Т. 2001. Падение и активность потока во время климатического извержения вулкана Пинатубо в 1991 году (Филиппины). Бюллетень вулканологии, 62, 549–66.

[10] Хоблитт, Р.П., Вулф, Э.В., Скотт, М.Е., Каучман, М.Р., Паллистер, Дж.С. и Хавьер, Д. 1996. Кульминационные извержения горы Пинатубо, июнь 1991 г. В: Ньюхолл, К.Г. и Пунонгбаян, Р.С. (ред.). Огонь и грязь; извержения и лахары горы Пинатубо, University of Washington Press, стр. 457–511.

[11] Уилсон, CJN и Уокер GPL 1985. Извержение Таупо, Новая Зеландия I. Общие аспекты. Философские труды Лондонского королевского общества, 314, 199–228. два : 10.1098/rsta.1985.0019

[:0-12] Jump up to: ^а ^б Джуд-Итон, Калифорния; Тордарсон, Т.; Гудмундссон, Монтана; Оддссон, Б. (8 марта 2012 г.). «Динамика, стратиграфия и проксимальное распространение надледниковой тефры во время ограниченного льдом извержения вулкана Гримсвётн в 2004 году, Исландия» . Бюллетень вулканологии . 74 (5): 1057–1082. Бибкод : 2012BVol...74.1057J . дои : 10.1007/s00445-012-0583-3 . ISSN 0258-8900 . S2CID 128678427 .

[13] Эндрю, Рут Элла Беатрис (1981). Вулканотектоническая эволюция и характерный вулканизм неовулканической зоны Исландии . п. 38. OCLC 1184302665 .

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]

[6]

[7]

[8]

[9]

[10]

[11]

[12]

[13]

v т и Типы извержений вулканов
Магматический	гавайский Пелеан Плиниан Стромболиан вулканский
Фреатомагматический	Подледный Подводная лодка Суртсеян
Фреатический	Фреатический
Другие классификации	экспансивный Взрывоопасный фланг Боковой Лимник субаэральный