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.
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.
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.
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.
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.
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.
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.
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.
Autor: dr Elżbieta Jackowicz
