Википедија

Вулкански гас

Вулкански гас е гас што се ослободува од активни (или, понекогаш, од заспани) вулкани . Тие гасови вклучуваат гасови заробени во шуплини ( везикули ) во вулкански карпи, растворени или дисоцирани гасови во магмата и лавата, или гасови што произлегуваат од лава, од вулкански кратери или отвори. Вулканските гасови може да се испуштаат и преку подземните води загреани со вулканско дејство .

Вулкански гасови кои влегуваат во атмосферата со тефра за време на ерупцијата на вулканот Августин, Алјаска, 2006 година

Изворите на вулкански гасови на Земјата вклучуваат:

Испарливи супстанции се нарекуваат супстанциите кои можат да станат гасовити или да испуштаат гасови кога се загреваат .

Состав

уреди
 
Скица што прикажува типични модели на емисија на јаглерод диоксид од вулкански и магматски системи
 
Просечни емисии на јаглерод диоксид (CO 2 ) на субаерски вулкани на глобално ниво од временскиот период од 2005 до 2017 година
 
Дегасирање на кратерот на врвот Виларика, Чиле

Главните компоненти на вулканските гасови се: водена пареа (H 2 O ), јаглерод диоксид (CO 2 ), сулфур или како сулфур диоксид (SO 2 ) (вулкански гасови со висока температура) или водород сулфид (H 2 S) (ниска температура вулкански гасови), азот, аргон, хелиум, неон, метан, јаглерод моноксид и водород . Други соединенија откриени во вулканските гасови се: кислородот (метеорски) , водород хлорид, водород флуорид, водород бромид, сулфур хексафлуорид, карбонил сулфид и органски соединенија . Егзотичните соединенија во трагови вклучуваат: жива, [1] халојаглероди (вклучувајќи CFC ), [2] и радикали на халоген оксид . [3]

Изобилството на гасови значително варира од вулкан до вулкан, заедно со тектонската поставеност и вулканска активност. Јаглеродниот диоксид обично сочинува од 10% до 40% од емисиите. Водената пареа постојано е најзастапениот вулкански гас, кој вообичаено опфаќа повеќе од 60% од вкупните емисии.

Вулканите лоцирани на границите на конвергентни плочи испуштаат повеќе водена пареа и хлор отколку вулканите на жариштата или дивергентните граници на плочите . Повисоки соодноси H 2 O / H 2, H 2 O / CO 2, CO 2 /He и N 2 /He имале конвергентните гранични вулкански плочи од вулканите со жаришта или дивергентни плочи. Ова било предизвикано од додавање на морска вода во магмите формирани во зоните на субдукција .

Магматски и вулкански гасови со висока температура

уреди

Од притисокот, температурата и составот на магмата директно зависи растворливоста на различни испарливи состојки. Како што е опишано погоре, магмата содржи растворени испарливи компоненти. Штом растворливоста ќе се намали под испарливата концентрација, испарливите материи ќе имаат тенденција да излезат од растворот во магмата (екссолираат) и да формираат посебна гасна фаза (магмата е супер-заситена во испарливите материи). Притисокот на околината се намалува како што магмата се искачува кон површината, што ја намалува растворливоста на растворените испарливи материи.

Гасот првично би се дистрибуирал низ магмата како мали меурчиња, кои не можат брзо да се издигнат низ магмата. Меурчињата може да почнат да се креваат низ магмата и да се спојуваат или да останат релативно фиксирани на своето место додека не почнат да се поврзуваат и да формираат континуирано поврзана мрежа, во зависност од вискозноста на магмата. Како што магмата се искачува, меурчињата растат преку комбинација на експанзија преку декомпресија и раст, бидејќи растворливоста на испарливите материи во магмата дополнително се намалува, предизвикувајќи повеќе гасови да се растворат. Во првиот случај, меурчињата може да се издигнат низ магмата и да се акумулираат на вертикална површина, на пр. „покривот“ на комората со магма. Во вулканите со отворен пат до површината, на пр. Стромболи во Италија, меурите може да стигнат до површината и како што се појавуваат се случуваат мали експлозии. Во вториот случај, гасот може брзо да тече низ континуираната пропустлива мрежа кон површината. Овој механизам се користел за објаснување на активноста на Сантијагито, вулканот Санта Марија, Гватемала [4] и вулканот Суфриер Хилс, Монсерат . [5] Гасот ќе ја фрагментира магмата на мали честички од пепел ако не може доволно брзо да избега од магмата. Течноста на пепелта има многу помала отпорност на движење од вискозната магма, па затоа се забрзува, предизвикувајќи дополнително проширување на гасовите и забрзување на смесата. Овој редослед на настани предизвикува експлозивен вулканизам. Од вкупната испарлива содржина на почетната магма и вискозноста на магмата, која е контролирана од нејзиниот состав ќе зависи дали гасот може нежно да избега (пасивни ерупции) или не (експлозивни ерупции) .

Терминот дегасирање „затворен систем“ се однесува на случајот кога гасот и неговата матична магма се искачуваат заедно и во рамнотежа еден со друг. При дегасирање на „отворен систем“, гасот ја напушта матичната магма и се крева низ прекриената магма без да остане во рамнотежа со таа магма. Составот на испуштениот гас е во рамнотежа со составот на магмата на притисокот, температурата каде што гасот го напушта системот. Гасот што се ослободува на површината има состав што е просек на масен проток на магмата растворена на различни длабочини и не е репрезентативен за условите на магмата на ниту една длабочина.

Стопената карпа (или магма или лава) во близина на атмосферата ослободува вулкански гас со висока температура (> 400 °C). Ненадејното ослободување на гасови од магмата може да предизвика брзи движења на стопената карпа при експлозивни вулкански ерупции . Кога магмата ќе наиде на морска вода, езерска вода или подземна вода, таа може брзо да се фрагментира. Брзото ширење на гасовите е движечкиот механизам на повеќето експлозивни вулкански ерупции. Сепак, значителен дел од ослободувањето на вулкански гас се случува за време на квази-континуирани мирни фази на активниот вулканизам.

Нискотемпературни вулкански гасови и хидротермални системи

уреди

Како што магматскиот гас кој патува нагоре наидува на метеорска вода во водоносен слој, се создава пареа. Латентната магматска топлина, исто така, може да предизвика метеорските води да се искачуваат како фаза на пареа. Проширената интеракција течност-карпа на оваа топла смеса може да ги исцеди состојките од ладената магматска карпа, а исто така и од карпата земја, предизвикувајќи промени во волуменот и фазни транзиции, реакции и со тоа зголемување на јонската јачина на течноста што се пробива нагоре. Овој процес исто така ја намалува pH вредноста на течноста. Ладењето може да предизвика раздвојување на фази и таложење на минерали, придружено со поместување кон поредуцирачки услови. Таквите топли презаситени хидротермални течности формираат гигантски структури на оџаци наречени црни пушачи, на местото на емисија во студената морска вода, на дното на океанот. На површинскиот израз на таквите хидротермални системи, нискотемпературните вулкански гасови (<400 °C) или излегуваат како мешавини на пареа-гас или во растворена форма во топли извори .

Со текот на геолошкото време, процесот на хидротермално лужење (повторно таложење на минерали во карпите во земјата), е ефективен процес на концентрација што генерира одредени видови на економски вредни наоѓалишта на руда .

Неексплозивно ослободување на вулкански гас

уреди

Преку дифузно дегасирање или преку фрактури низ големи површини на пропустливо тло како дифузни структури за дегасирање (ДДС) може да се случи ослободување на гасот со адвекција. На местата на адвективното губење на гасот, врнежите од сулфур и ретки минерали формираат наоѓалишта на сулфур и мали сулфурни оџаци, наречени фумароли . [6] На многу ниска температура (под 100 °C) фумаролските структури биле познати и како солфатара . Мофети се нарекуваат местата на ладно дегасирање на претежно јаглерод диоксид . Топлите извори на вулканите често покажуваат мерлива количина на магматичен гас во растворена форма.

Тековни емисии на вулкански гасови во атмосферата

уреди

Како еруптивни или нееруптивни може да се класифицираат денешните глобални емисии на вулкански гасови. Иако сите видови на вулкански гасови се испуштаат во атмосферата, емисиите на CO 2 ( стакленички гас ) и SO 2 добија најмногу студии.

Ерупциите придонесуваат за многу помали вкупни емисии на SO 2 отколку пасивното дегасирање. [7] [8] Фишер и соработниците (2019) процениле дека, од 2005 до 2015 година, емисиите на SO 2 за време на ерупциите биле 2,6 тераграми (Tg или 10 12 g или 0,907 гигатони Gt) годишно [9] и за време на нееруптивни периоди на пасивно дегасирање биле ± 23.2 2 Tg годишно. Емисиите на CO 2 , за време на истиот временски интервал, од вулканите за време на ерупциите биле проценети на 1,8 ± 0,9 Tg годишно и за време на нееруптивна активност биле 51,3 ± 5,7 Tg годишно. Затоа, емисиите на CO 2 за време на вулкански ерупции биле помалку од 10% од емисиите на CO 2 ослободени за време на нееруптивна вулканска активност.

Ерупцијата на 15 јуни 1991 година на планината Пинатубо ( VEI 6) на Филипините ослободила вкупно 18 ± 4 Tg SO2 . [10] Ваквите големи VEI 6 ерупции се ретки и се случуваат само еднаш на секои 50-100 години. Ерупциите на Ејафјалајокул (VEI 4) во Исланд во 2010 година испуштија вкупно 5,1 Tg CO 2 . [11] VEI 4 ерупциите се случуваат околу еднаш годишно.

За споредба, Le Quéré, C. et al проценуваат дека човечкото согорување на фосилни горива и производството на цемент обработувало 9,3 Gt јаглерод годишно од 2006 до 2015 година, создавајќи до 34,1 Gt CO2 годишно.

Некои неодамнешни проценки на вулканските емисии на CO 2 биле повисоки од Fischer et al (2019). Проценките на Бартон и сор. (2013) од 540 Tg CO 2 /година и од Вернер и сор. (2019) од 220 - 300 Tg CO 2 /година да ги земе предвид дифузните емисии на CO 2 од вулканските региони.

Чувство, собирање и мерење

уреди

Вулканските гасови биле собрани и анализирани уште во 1790 година од Сципионе Брејслак во Италија. [12] Составот на вулканските гасови зависел од движењето на магмата во вулканот. Затоа, ненадејните промени во составот на гасот често навестувале промена во вулканската активност. Според тоа, голем дел од следењето на опасностите на вулканите вклучувале редовно мерење на емисиите на гасови. На пример, зголемувањето на содржината на CO 2 во гасовите во Stromboli се припишувало на вбризгување на свежа магма богата со испарливи во длабочина во системот. [13]

Вулканските гасови можело да се насетат (измерат in-situ) или да се земат примероци за понатамошна анализа. Чувството на вулкански гас може да биде:

  • во гасот со помош на електрохемиски сензори и проток низ инфрацрвено-спектроскопски гасни ќелии
  • надвор од гасот со далечинска спектроскопија базирана на земја или воздух, на пр., Корелациска спектроскопија (COSPEC), Диференцијална оптичка апсорпциона спектроскопија (DOAS) или Фуриеова трансформирана инфрацрвена спектроскопија (FTIR).

Сулфур диоксидот (SO 2 ) силно се апсорбира во ултравиолетовите бранови должини и има ниски концентрации во позадина во атмосферата. Овие карактеристики го прават сулфур диоксидот добра цел за следење на вулканскиот гас. Низите DOAS се поставени во близина на некои добро набљудувани вулкани и се користат за проценка на флуксот на испуштениот SO 2 . Може да се открие со сателитски инструменти, кои овозможуваат глобален мониторинг, и со копнени инструменти како што е DOAS. Мултикомпонентниот систем за анализа на гасови (Multi-GAS) исто така се користи за далечинско мерење на CO 2, SO 2 и H 2 S. [14] Протоците на другите гасови обично се проценуваат со мерење на односот на различни гасови во вулканскиот столб, на пр. со FTIR, електрохемиски сензори на работ на вулканскиот кратер или директно земање примероци и множење на односот на гасот од интерес кон SO 2 со SO 2 флукс.

Директното земање мостри од вулкански гас често се вршело со метод кој вклучувал евакуирана колба со каустичен раствор, првпат користен од Роберт В. Бунсен (1811-1899), а подоцна рафиниран од германскиот хемичар Вернер Ф. Гигенбах (1937-1997), наречен Гигенбах-шише . Други методи вклучувале собирање во евакуирани празни контејнери, во стаклени цевки што протекуваат, во шишиња за перење со гас (криогени чистење), на импрегнирани филтри и на цврсти адсорбентни цевки.

Аналитичките техники за примероци од гас опфаќале гасна хроматографија со детекција на топлинска спроводливост (TCD), детекција на јонизација на пламен (FID) и масена спектрометрија (GC-MS) за гасови, и разни влажни хемиски техники за растворени видови (на пр., киселиметриска титрација за растворен CO 2 и јонска хроматографија за сулфат, хлорид, флуор ). Металот во трагови, органскиот и изотопскиот состав обично се одредуваат со различни масовни спектрометриски методи.

Вулкански гасови и мониторинг на вулкани

уреди

Одредени состојки на вулканските гасови можело да покажат многу рани знаци на промена на условите на длабочина, што ги прави моќна алатка за предвидување на неизбежни немири. За жал, најпрецизните податоци за составот сè уште бараат опасни кампањи за земање примероци на терен. Користени заедно со податоците од мониторингот за сеизмичност и деформација, корелативното следење добива голема ефикасност. Проектот за дегазирање на јаглеродот на длабоката земја користи далечинско сензорирање со мулти-ГАС за следење на девет вулкани на континуирана основа. Стандардна алатка на секоја опсерваторија на вулкани била мониторингот на вулкански гас. Сепак, техниките за далечинско согледување напреднаа неверојатно во текот на 1990-тите.

Опасности

уреди

Некои вулкански гасови, вклучувајќи: сулфур диоксид, водород хлорид, водород сулфид и водород флуорид реагирале со други атмосферски честички за да формираат аеросоли . За приближно 3% од сите смртни случаи на луѓе поврзани со вулкани помеѓу 1900 и 1986 година, вулканските гасови биле директно одговорни. Некои вулкански гасови убивале со кисела корозија ; други убивале со задушување .

Галерија

уреди
  •  
    Шема на вулканска ерупција
  •  
    Вог на Хаваи, Килауа 2008 ерупции
  •  
    Фонтани од лава во Холухраун
  •  
    Ерупциски колони од мешана ерупција во Холухраун,Исланд во 2014 година
  •  
    Поле за дегасирање лава, Холухраун, Исланд
  •  
    Дегасирање кал во геотермалната област Хвераронд со висока температура, систем Крафла, Северен Исланд
  •  
    Дегасирање во Гранд призматичен извор,националниот парк Јелоустоун

Наводи

уреди
  1. ↑ Grasby, Stephen E; Them, Theodore R II; Chen, Zhuoheng; Yin, Runsheng; Ardakani, Omid H (September 2019). „Mercury as a proxy for volcanic emissions in the geologic record“. Earth-Science Reviews. 196: 102880. doi:10.1016/j.earscirev.2019.102880.
  2. ↑ Jordan, Armin; Harnisch, Jochen; Borchers, Reinhard; Le Guern, Francois; Shinohara, Hiroshi (4 February 2000). „Volcanogenic Halocarbons“. Environmental Science & Technology. 34 (6): 1122–1124. doi:10.1021/es990838q.
  3. ↑ Kern, Christoph; Lyons, John J (17 September 2018). „Spatial Distribution of Halogen Oxides in the Plume of Mount Pagan Volcano, Mariana Islands“. Geophysical Research Letters. 45 (18): 9588–9596. doi:10.1029/2018GL079245.
  4. ↑ Holland et al. (2011), Degassing processes during lava dome growth: Insights from Santiaguito lava dome, Guatemala, Journal of Volcanology and Geothermal Research vol. 202 p153-166
  5. ↑ Hautmann et al. (2014), Strain field analysis on Montserrat (W.I.) as a tool for assessing permeable flow paths in the magmatic system of Soufrière Hills Volcano, Geochemistry, Geophysics, Geosystems vol. 15 p676-690
  6. ↑ Troll, Valentin R.; Hilton, David R.; Jolis, Ester M.; Chadwick, Jane P.; Blythe, Lara S.; Deegan, Frances M.; Schwarzkopf, Lothar M.; Zimmer, Martin (2012). „Crustal CO2 liberation during the 2006 eruption and earthquake events at Merapi volcano, Indonesia“. Geophysical Research Letters (англиски). 39 (11): n/a. Bibcode:2012GeoRL..3911302T. doi:10.1029/2012GL051307. ISSN 1944-8007.
  7. ↑ Berresheim, H.; Jaeschke, W. (1983). „The contribution of volcanoes to the global atmospheric sulfur budget“. Journal of Geophysical Research (англиски). 88 (C6): 3732. Bibcode:1983JGR....88.3732B. doi:10.1029/JC088iC06p03732. ISSN 0148-0227.
  8. ↑ Andres, R. J.; Kasgnoc, A. D. (1998-10-20). „A time-averaged inventory of subaerial volcanic sulfur emissions“. Journal of Geophysical Research: Atmospheres (англиски). 103 (D19): 25251–25261. Bibcode:1998JGR...10325251A. doi:10.1029/98JD02091.
  9. ↑ Fischer, Tobias P.; Arellano, Santiago; Carn, Simon; Aiuppa, Alessandro; Galle, Bo; Allard, Patrick; Lopez, Taryn; Shinohara, Hiroshi; Kelly, Peter (2019). „The emissions of CO2 and other volatiles from the world's subaerial volcanoes“. Scientific Reports (англиски). 9 (1): 18716. Bibcode:2019NatSR...918716F. doi:10.1038/s41598-019-54682-1. ISSN 2045-2322. PMC 6904619. PMID 31822683.
  10. ↑ Guo, Song; Bluth, Gregg J. S.; Rose, William I.; Watson, I. Matthew; Prata, A. J. (2004). „Re-evaluation of SO2 release of the 15 June 1991 Pinatubo eruption using ultraviolet and infrared satellite sensors“. Geochemistry, Geophysics, Geosystems (англиски). 5 (4): n/a. Bibcode:2004GGG.....5.4001G. doi:10.1029/2003GC000654.
  11. ↑ Werner, Cynthia; Fischer, Tobias P.; Aiuppa, Alessandro; Edmonds, Marie; Cardellini, Carlo; Carn, Simon; Chiodini, Giovanni; Cottrell, Elizabeth; Burton, Mike (2019-10-31), „Carbon Dioxide Emissions from Subaerial Volcanic Regions“, Deep Carbon, Cambridge University Press, 2019: 188–236, Bibcode:2019AGUFM.V24C..03W, doi:10.1017/9781108677950.008, ISBN 978-1-108-67795-0
  12. ↑ Capuano, F.; Cavalchi, B.; Davoli, V.; Manzini, P. (1998). „Eudiometric measures at the end of 18th century. Air quality of the Dog Cave from Iazzaro Spallanzani's travel in the Two Sicilies“. Во Morello, N. (уред.). Volcanoes and History. Genoa: Brigati. стр. 53–63.
  13. ↑ Burton et al. (2007) Magmatic Gas Composition Reveals the Source Depth of Slug-Driven Strombolian Explosive Activity Science vol 317 p.227-230.
  14. ↑ Aiuppa, A. (2005). „Chemical mapping of a fumarolic field: La Fossa Crater, Vulcano Island (Aeolian Islands, Italy)“. Geophysical Research Letters (англиски). 32 (13): L13309. Bibcode:2005GeoRL..3213309A. doi:10.1029/2005GL023207. ISSN 0094-8276.

Надворешни врски

уреди
Преземено од „https://mk.wikipedia.org/w/index.php?title=Вулкански_гас&oldid=5290647“