Potoki piroklastyczne (ang. pyroclastic mass flows) są gorącą masą gazów i tefry, szybko przemieszczającą się po ziemi lub blisko jej powierzchni.
Prędkość potoków zależy od ich gęstości, wydajności erupcji i kąta nachylenia stoku wulkanu. Na mobilność potoków wpływa ich fluidyzacja, czyli przejście zawiesiny drobnych cząsteczek ciała stałego w strumieniu gazu lub cieczy w zawiesinę dynamiczną, w której cząstki poruszają się z dołu do góry. Zawiesina fluidalna powstaje, gdy prędkość porywania cząstek ciała stałego przez gaz jest równa prędkości ich opadania pod wpływem grawitacji. Cząstki w fazie fluidalnej są w stałym ruchu, co sprawia wrażenie, jakby zawiesina ta zachowywała się jak wrząca ciecz.
Potoki piroklastyczne o wysokiej proporcji gazów do tefry określa się jako fale piroklastyczne (pyroclastic surges, pyroclastic dilute currents), natomiast potoki niosące dużo tefry i mało gazów zwane są spływami piroklastycznymi (pyroclastic flows, pyroclastic density currents).
Fale piroklastyczne
Fale piroklastyczne są turbulentnymi, silnie rozcieńczonymi zawiesinami popiołu wulkanicznego w rozżarzonych gazach wulkanicznych lub parze wodnej. Ich silna fluidyzacja jest efektem całkowitego braku tarcia pomiędzy cząstkami popiołu. Dzięki dużej energii kinetycznej i niewielkiej gęstości, fale te przemieszczają się z dużą prędkością po powierzchni lądu (lub wody), najczęściej niezależnie od topografii terenu.
Fale piroklastyczne dzieli się na:
- podstawowe (base surges)
- górne, zw. chmurami popiołów (ash-cloud surges)
- naziemne (ground surges)
Fale podstawowe powstają w wyniku kolapsu kolumny erupcyjnej podczas erupcji freatomagmowych lub wskutek lateralnie ukierunkowanego wybuchu wulkanu. Są one stosunkowo chłodną (o temp. <100–400°C, zależnie od typu erupcji), silnie rozcieńczoną, turbulentną zawiesiną popiołu wulkanicznego i niewielkiej ilości grubszej tefry w parze wodnej lub w gazach wulkanicznych.
Schemat powstawania fali podstawowej w wyniku kolapsu kolumny erupcyjnej
Fale powstałe podczas kolapsu kolumny erupcyjnej rozwijają się podobnie do fali zidentyfikowanej po raz pierwszy u podstawy kolumny eksplozywnej utworzonej przez podwodną detonację bomby nuklearnej na Atolu Bikini w 1946 r. Falę taką rozpoznano w 1965 r. podczas erupcji freatomagmowej wulkanu Taal (Filipiny), która pochłonęła 355 ofiar. Tego rodzaju fale przemieszczają się często w formie pierścienia, rozrastającego się z prędkością ponad 30 m/s (110 km/h) na odległość do 10 km od źródła, ponieważ wskutek skraplania się pary wodnej fale dość szybko wilgotnieją i opadają.
Fala podstawowa wywołana w 1965 r. erupcją freatomagmową wulkanu Taal (Indonezja), położonego pośrodku jeziora Taal. Źródło: http://www.storm2k.org
Wybuch lateralny oznacza erupcję eksplozywną, podczas której wektor siły transportującej materiał wulkaniczny jest skierowany równolegle do powierzchni ziemi lub pod małym kątem do niej. Tworzą się wówczas potoki piroklastyczne, a często również fale podstawowe, i to o większej energii kinetycznej i temperaturze niż ta, którą osiągają fale wywołane kolapsem kolumny erupcyjnej.
Wybuch lateralny wulkanu Kizimen (Kamczatka, 2010). Fot. Don Nelson Page. Źródło: Wikimedia Commons
Występowaniu wybuchów lateralnych sprzyjają olbrzymie osuwiska oraz uszkodzenia stoku wulkanicznego, które umożliwiają boczną, stosunkowo krótką i gwałtowną dekompresję przewodu wulkanicznego. W wyniku bardzo silnej eksplozji freatomagmowej, rzadziej magmowej, uwalnia się olbrzymia masa produktów stałych i gazowych, przemieszczająca się turbulentnie z średnią prędkością 100 m/s (360 km/h), a początkową 223-435 m/s. Na przykład fala wywołana serią lateralnych wybuchów wulkanu St. Helens w 1980 r., o temperaturze ok. 250°C i prędkości 130 m/s, dotarła na odległość 27 km od źródła, niszcząc glebę, roślinność i kładąc wyrwane z korzeniami drzewa na obszarze 550 km2.
Drzewa położone przez falę podstawową (St. Helens, USA, 1980). Źródło: http://www.webpages.uidaho.edu
Fale górne i naziemne są generowane przez spływy piroklastyczne, z którymi tworzą zespół przemieszczających się jednocześnie potoków piroklastycznych. Powstają po grawitacyjnej segregacji stałych i gazowych składników spływów, stymulowanej pochłanianiem otaczającego je powietrza. W efekcie tej segregacji spływy otaczają się olbrzymią chmurą drobnych popiołów, gorących gazów i pary wodnej, czyli falą. Część chmury zalegająca na grzbiecie spływu zwana jest falą górną, natomiast część sunąca przed czołem spływu, a więc przemieszczająca się po powierzchni ziemi, zw. jest falą naziemną. Dzięki lateralnym wybuchom gazów lub pary wodnej zachodzącym u podstawy fali górnej i na froncie potoku, prędkość fal może przekraczać prędkość spływów i bywa większa niż 800 km/h. Temperatura fal pochodzących z erupcji magmowych osiąga nawet ponad 1000°C, natomiast fale pochodzące z erupcji freatomagmowych mają temperaturę do 200°C. Ze względu na brak ograniczeń w rozprzestrzenianiu się, fale wykraczają lateralnie poza obręb spływów, mogą też się od nich uniezależnić, zmieniając swój kierunek pod wpływem wiatru.
Ogromna prędkość i swobodne przemieszczanie się fal na rozległych przestrzeniach praktycznie uniemożliwiają ucieczkę przed nimi, a wysoka w większości przypadków temperatura nie daje szans na znalezienie schronienia.
Wszystkie typy fal czynią katastrofalne zniszczenia w wyniku siły uderzenia, pokrycia powierzchni ziemi gorącymi osadami popiołu oraz wydzielania pokaźnych ilości toksycznych gazów. Najgroźniejsze są fale stowarzyszone ze spływami, wszystko tratujące na swojej drodze, wywołujące pożary i powodujące śmierć ludzi i zwierząt. Po erupcji wulkanu Mt. Pelee (Martynika) w 1902 r. fala w ciągu kilku minut zdewastowała miasto St. Pierre, przynosząc śmierć 26 tys. mieszkańców. W tym samym roku fala z wulkanu Soufriere (St. Vincent) pochłonęła 1,7 tys. ofiar.
Zniszczenia spowodowane potokiem piroklastycznym (spływ z falą) z wulkanu Soufriere Hills, Montserrat. Źródło: Wikimedia Commons
Spływy piroklastyczne
Spływy piroklastyczne tworzą się wskutek kolapsu kolumny erupcyjnej podczas erupcji magmowych i freatomagmowych oraz wskutek kolapsu grawitacyjnego lub eksplozywnego kopuły lawowej, bądź też czoła potoku lawowego. Powstają one w warunkach lądowych i podmorskich, przy czym te drugie nie przysparzają istotnych zagrożeń, zarówno ze względu na miejsce występowania, jak też związane z tym właściwości transportowanej masy produktów erupcji.
Podczas staczania się po zboczu wulkanu spływy pochłaniają otaczające powietrze, co umożliwia ich szybkie rozwarstwienie na potok dolny, o dużej gęstości, utożsamiany ze spływem właściwym, oraz potok górny o małej gęstości, czyli falę piroklastyczną. Dzięki ekspansji składników gazowych (wchłoniętego powietrza i gazów emitowanych przez gorące piroklasty), a także niejednokrotnie obecności wody lub pary wodnej, spływy ulegają w różnym stopniu fluidyzacji, zależnie od objętości, rozdrobnienia i gęstości tefry. Maksymalnie spływy mogą zawierać 80% objętościowych tefry. Temperatura fazy gazowej spływów wynosi zazwyczaj kilkaset stopni C, składniki stałe mają bowiem niższe temperatury. Prędkość małych spływów waha się najczęściej w granicach od kilkudziesięciu do ponad 100 km/h, podczas gdy prędkość dużych może przekraczać 700 km/h. Rozprzestrzenianie się spływów jest silnie uzależnione od topografii terenu.
Ruch spływu i fali
Schemat spływu popiołowo-blokowego
Wyróżnia się 2 główne typy spływów naziemnych: spływy popiołowo-blokowe i spływy pumeksowe.
Spływy popiołowo-blokowe tworzą się w wyniku kolapsu kopuły lawowej lub czoła potoku lawowego. W Polsce spływy te, wraz z towarzyszącymi im falami, bywają określane jako lawiny piroklastyczne, natomiast dawniej nazywano je chmurami gorejącymi (nuee ardentes), a erupcje, podczas których powstawały, określano jako peleańskie (od erupcji Mt. Pelee w 1902 r.). Spływy te odznaczają się większą gęstością niż spływy pumeksowe i zawierają grubiej uziarnione materiały piroklastyczne. Poruszają się z prędkością do ok. 200 km/h, a ich zasięg nie przekracza na ogół 10 km od źródła, lecz może niekiedy dochodzić do 50 km.
Spływy pumeksowe (lub spływy scorii) powstają w wyniku kolapsu kolumny erupcyjnej podczas erupcji pliniańskich (i ultrapliniańskich), a także podczas wszelkich erupcji prowadzących do powstania kalder. Spływy te są bardziej energetyczne i mobilne od spływów popiołowo-blokowych, ponieważ pochodzą z erupcji o większej eksplozywności i mają mniejszą gęstość, a obecność pęcherzykowatej tefry ułatwia ich fluidyzację. Prędkość spływów pumeksowych osiąga 700 km/h, a ich odległość od źródła dochodzi do 200 km.
Jeden z największych spływów czasów nowożytnych wystąpił z wulkanu Novarupta (Alaska) w 1912 r. i pokrył obszar 120 tys. km2, przy czym jego odległość od źródła nie przekraczała 30 km.
Zniszczenia po spływie piroklastycznym z wulkanu Unzen (Japonia, 1991). Źródło: Wikimedia Commons
Spływy piroklastyczne erodują zbocza wulkanów i wypełniają doliny grubookruchowymi osadami. Zasypują koryta rzek, drogi, ulice, linie kolejowe i pola uprawne. Wpływając do koryt rzecznych wywołują powodzie, a wpływając do morza mogą wzbudzić fale tsunami. Wysoka energia impaktu burzy budowle i łamie drzewa, wysoka temperatura niszczy roślinność, glebę i wywołuje pożary. Śmierć ludzi i zwierząt następuje zarówno w wyniku wysokiej temperatury, jak też emisji trujących gazów oraz urazów mechanicznych wywołanych przez zawalające się obiekty. Jedynym ratunkiem przed spływem jest szybka ewakuacja po pierwszych objawach nadchodzącej erupcji.
dr Elżbieta Jackowicz
Państwowy Instytut Geologiczny
