Вулканізм, як один із факторів рельєфоутворення

Міністерство освіти і науки України

Сумський державний університет ім. А. С. Макаренка

Кафедра загальної та регіональної географії























Курсова робота

на тему:

«Вулканізм як один із факторів формування рельєфу Земної поверхні»



Виконала

студентка 721 групи

Глива Юлія Володимирівна

Перевірив к. г. н., доцент

Бова Олександр Васильович











Суми-2009




ЗМІСТ



Вступ

Розділ 1. Теоретико-методологічні засади дослідження ефузивного магматизму

1.1 Поняття про вулканізм

1.2 Історія дослідження ефузивного магматизму

1.3 Географічне поширення вулканів

1.4 Методи дослідження вулканічних явищ та способи їх попередження

Розділ 2. Комплексна характеристика вулканізму

2.1 Класифікація вулканічних процесів

2.2 Продукти вулканічних вивержень

2.4 Морфологічні відмінності вулканів

2.5 Грязьовий вулканізм

Розділ 3. Вулканізм як фактор рельєфоутворення

3.1 Мікро- та мезорельєф. Особливості денудації вулканічних споруд

3.2 Роль вулканічних процесів у формуванні рельєфу земної поверхні

Висновки

Список використаної літератури

Додатки




ВСТУП



Однією з проблем, вивчення якої дає змогу порівняти процеси, що відбуваються на планетах, з земними процесами, є проблема вулканізму. Вулканічні процеси - це один з характерних проявів внутрішнього життя нашої планети. Про масштаби земного вулканізму говорить хоча б той факт, що на Землі налічується близько 540 діючих вулканів, тобто таких вулканів, які хоча б раз вивергалися на пам'яті людства. З них 360 знаходяться в так званому Вогненному поясі навколо Тихого океану і 68 - на Камчатці та Курильських островах.

Вивчення вулканізму сприяє пізнанню закономірностей внутрішньої будови Землі. Образно можна сказати, що діючі вулкани - це канали, якими надходить інформація про процеси, що відбуваються в надрах нашої планети.

Актуальність досліджуваної теми полягає в тому, що, незважаючи на досить тривалі вивчення вулканізму як вітчизняними, так і зарубіжними вченими, усе ж таки немає грунтовних пояснень щодо причин виникнення цього явища та способів його попередження, не зазначена провідна роль вулканізму у процесах рельєфоутворення.

Метою дослідження є компексна характеристика ефузивного магматизму як одного з провідних факторів процесу рельєфоутворення.

Завдання : для досягнення цієї мети необхідно було вирішити наступні задачі дослідження:

– ознайомитися з теоретичними та методологічними засадами дослідження ефузивного магматизму;

– описати географічне поширення вулканів;

– на основі фактичного матеріалу проаналізувати способи попередження катастроф і охарактеризувати методи дослідження цього явища;

– на підставі зроблених досліджень виконати аналіз впливу вулканізму на процеси рельєфоутворення та зробити висновок.

Об’єктом вивчення є ефузивний магматизм (вулканізм).

Предметом дослідження є рельєфоутворююча функція вулканізму.

Методи: інструментом отримання фактичного матеріалу і необхідною умовою досягнення поставленої в роботі мети слугували як теоретичні, так і практичні методи дослідження:

Теоретичні методи:

вивчення наукової літератури з проблеми ефузивного магматизму, навчальних програм, періодичних видань;

аналіз і синтез зібраного матеріалу;

порівняння ; узагальнення результатів роботи.

Практичні (емпіричні) методи:

картографічні (дослідження території за допомогою тектонічних і геологічних карт),

статистичні ( дослідження частоти вивержень у різних регіонах планети),

графічні (побудова графіків та діаграм на основі даних про виверження вулканів різного типу) та ін.

Практичне значення роботи: Основні положення курсової роботи можуть використовуватись для розширення та удосконалення сучасних уявлень про внутрішню будову планети та особливості ендогенних процесів, при викладанні окремих розділів курсів фізичної географії, геології, тектоніки та кліматології (вплив вулканізму на зміни клімату в минулі геологічні епохи), ряду спецкурсів.

Результати дослідження дозволяють більш коректно застосовувати геологічну інформацію для оцінки безпеки регіонів з активною вулканічною діяльністю загалом; уточнення схем фізико-географічного та тектонічного районування; побудови класифікаційних схем вулканізму; розробки програм організації систем попередження вивержень вулканів на рівні регіону. Результати дослідження можуть використовуватися працівниками у галузі вулканології, як навчальний матеріал в освітніх закладах.


РОЗДІЛ 1. Теоретико-методологічні засади дослідження ефузивного магматизму



1.1 Поняття про вулканізм



Вулканологія - наука, що вивчає процеси і причини утворення вулканів, їх розвиток, будову і склад продуктів вивержень, закономірності розміщення вулканів на земній поверхні, зміну характеру їх діяльності у часі. Практична мета вулканології - розробка методів прогнозу вивержень і використання вулканіч. тепла гарячих вод і пари для потреб економіки, розкриття закономірностей утворення корисних копалин вулканогенного походження. Вулканологія вирішує питання про джерела вулканіч. енергії, умови еволюції магми, розміщення магматич. вогнищ, ролі вулканізму в формуванні земної кори та кори інших планет. Вулкани — окремі височини над каналами й тріщинами земної кори, якими із глибинних магматичних вогнищ виводяться на поверхню продукти виверження. Вулкани зазвичай мають форму конуса з вершинним кратером (глибиною від декількох до сотень метрів і діаметром до 1,5км) Під час вивержень іноді відбувається обвалення вулканічної споруди з утворенням кальдери — великої западини діаметром до 16км і завглибшки до 1000м При підніманні магми зовнішній тиск слабшає, пов'язані з нею гази й рідкі продукти вириваються на поверхню, і відбувається виверження вулкана. Якщо на поверхню виносяться древні гірські породи, а не магма, і серед газів переважає водяна пара, що утворилася при нагріванні підземних вод, то таке виверження називають фреатичним. До діючих належать вулкани, що вивергалися в історичний час або такі, що виявляли інші ознаки активності (викидання газів і пари тощо). Деякі вчені вважають діючими ті вулкани, про які достеменно відомо, що вони вивергалися протягом останніх 10 тис. років. Наприклад, до діючих слід зараховувати вулкан Ареналь у Коста-Ріці, оскільки при археологічних розкопках стоянки первісної людини в цьому районі був виявлений вулканічний попіл, хоча вперше на пам'яті людей його виверження відбулося в 1968 p., а до цього жодних ознак активності не виявлялося. Вулкани відомі не тільки на Землі. На знімках, зроблених з космічних апаратів, виявлені величезні древні кратери на Марсі й безліч діючих вулканів на супутнику Юпітера.



1.2 Історія дослідження ефузивного магматизму



Вулканічні процеси - це один з характерних проявів внутрішнього життя нашої планети. Про масштаби земного вулканізму говорить хоча б той факт, що на Землі налічується близько 540 діючих вулканів, тобто таких вулканів, які хоча б раз вивергалися на пам'яті людства. З них 360 знаходяться в так званому Вогненному поясі навколо Тихого океану і 68 - на Камчатці та Курильських островах.

Вивчення вулканізму сприяє пізнанню закономірностей внутрішньої будови Землі. Образно можна сказати, що діючі вулкани - це канали, якими надходить інформація про процеси, що відбуваються в надрах нашої планети.

Ще більше вулканів, як з'ясувалося останніми роками, на дні океанів. Тільки в центральній частині Тихого океану їх не менше 200 тисяч. Одне середнє за потужністю вулканічне виверження супроводжується виділенням такої енергії, яка виділяється при згорянні 400 тис. т умовного палива. Якщо ж порівняти вулканічну енергію 8 енергією, що міститься в кам'яному вугіллі, то при великих виверженнях їхній «вугільний еквівалент» досягає 5 млн. т. Величезні кількості твердих частинок, які викидаються з надр Землі під час вивержень, надходять в атмосферу і, розсіюючи сонячні промені, справляють помітний вплив на кількість теплоти, що приходить на Землю. Зокрема, є дані, які свідчать про те, що деяким періодам тривалого похолодання в історії нашої планети передувала велика вулканічна активність.

Останніми роками при вивченні земного вулканізму дедалі більшого значення набуває зіставлення пов'язаних з ним явищ із явищами, що відбуваються на інших тілах Сонячної системи. Так, наприклад, явні сліди вулканічної діяльності виявлено на Місяці. На поверхні нашого природного супутника вельми поширені базальти вулканічного походження, зустрічаються й виходи лави. Вивчення знімків місячної поверхні, зроблених а борту штучних супутників Місяця, показало, що в цілому ряді місць місячної поверхні є застиглі лавові потоки і озера. Але, як вважають спеціалісти, активні вулканічні процеси відбувалися на Місяці на відміну од Землі в основному в перші півтора мільярда років після його утворення. Що ж до Венери, то є дані, які свідчать про те, що на цій планеті вулканічна активність триває й тепер. Як відомо, температура поверхні Венери наближається до 500 °С. Не виключено, що на температуру впливають і вулканічні процеси, зокрема виливання на поверхню планети гарячої лави. У результаті радіолокаційних спостережень на Венері виявленогірські масиви, дуже схожі на земні вулкани. Таким, наприклад, є масив Бета, що має близько 1000км у поперечнику. Над цією зоною зареєстровано значне збурення гравітаційного поля - явище, яке в земних умовах має місце над районами розташування молодих, хоч і не обов'язково діючих вулканів. Припускається також, що численні промені, які розходяться в різні боки від Бети,- це застиглі потоки лави.

На панорамах, переданих радянськими станціями «Венера-9» і «Венера-10», що здійснили посадку біля східного схилу Бети, добре видно нагромадження каменів, очевидно, викинутих під час виверження. При цьому звертають на себе увагу гострі краї багатьох з них. Якби ці камені було викинуто дуже давно, то суворі умови Венери мали б привести до згладжування їхніх обрисів.

На користь припущення про сучасний вулканізм на Венері свідчать і електричні розряди в атмосфері планети (типу земних блискавок), зареєстровані радянськими станціями «Венера-11», «Венера-12» і «Венера-13». Виходячи з наявних даних, ці розряди пов'язані з вулканічними масивами. Відомо, також, що виверження вулканів на Землі досить часто супроводжуються потужними електричними розрядами. Є вулкани, щоправда згаслі, і на Марсі. Найбільший з них - гора Олімп заввишки близько 27км. У тому ж районі розташовано ще два гігантських згаслих вулкани, висота яких дещо менша. Згідно з оцінками спеціалістів, виверження цієї групи вулканів відбувалися десятки чи сотні мільйонів років тому. Утворення на Марсі таких високих гір вулканічного походження, можливо, пов'язане з набагато меншою, ніж на Землі, силою тяжіння.

Великий інтерес становить виявлення американською космічною станцією «Вояджер-1» на супутнику Юпітера Io десяти діючих вулканів, які викидають пил і розжарені гази на висоту до 200км. Особливо цікаво, що коли через кілька місяців поблизу Юпітера пролетіла станція «Вояджер-2», то 6 з цих 9 вулканів усе ще продовжували вивергатися. Земні надра розігріваються завдяки енергії, що виділяється при розпаді радіоактивних елементів. Вивчення космічного вулканізму - важливий крок у пізнанні закономірностей вулканічних процесів.

У зв'язку з явищами вулканізму в Сонячній системі не зайве нагадати, що марновірні люди сприймали виверження земних вулканів як кару божу. А в старовину вулканічні кратери здавались їм входом до пекла, у страшне царство бога вогню Вулкана.



1.3 Географічне поширення вулканів



Розподіл вулканів на поверхні земної кулі найкраще пояснюється теорією тектоніки плит, відповідно до якої поверхня Землі складається з мозаїки рухливих літосферних плит. При їхньому зустрічному русі відбувається зіткнення, і одна з плит занурюється (підсувається) під іншу в так званій зоні субдукції, до якої приурочені епіцентри землетрусів Якщо плити розсуваються, між ними утворюється рифтова зона. Прояви вулканізму пов'язані з цими двома ситуаціями Вулкани зони субдукції розташовуються на межі плит, що підсовують одна під одну. Відомо, що океанські плити, які утворюють дно Тихого океану, занурюються під материки й острівні дуги Області субдукції відзначені в рельєфі дна океанів глибоководними жолобами, рівнобіжними до берега Вважається, що в зонах занурення плит на глибинах 100—150 км формується магма, при піднятті якої до поверхні відбувається виверження вулканів Оскільки кут занурення плити часто близький до 45°. вулкани розташовуються між сушею і глибоководним жолобом приблизно на відстані 100—150 км від осі останнього й у плані утворюють вулканічну дугу, що повторює обриси жолоба і берегової лінії.

Іноді говорять про «вогненне кільце» вулканів навколо Тихого океану. Однак це кільце переривчасте (як, наприклад, у районі центральної й південної Каліфорнії), тому що субдукція відбувається не повсюдно. Вулкани рифтових зон існують в осьовій частині Серединно-Атлантичного хребта й уздовж Східно-Африканської системи розламів. Є вулкани, пов'язані з «гарячими точками», що розташовуються всередині плит у місцях підйому до поверхні мантійних струменів (багатої на гази розпеченої магми), наприклад, вулкани Гаванських островів. Вважається, що ланцюг цих островів, витягнутий у західному напрямку, утворився в процесі дрейфу на захід Тихоокеанської плити при русі над «гарячою точкою». Зараз ця «гаряча точка» розташована під діючими вулканами о. Гаваї. У напрямку на захід від цього острова вік вулканів поступово зростає. Тектоніка плит визначає не тільки місце розташування вулканів, але й тип вулканічної діяльності. Гавайський тип вивержень переважає в районах «гарячих точок» (вулкан Фурнез на о. Реюньон) і в рифтових зонах. Плініанський, пелейський і Везувіанський типи характерні для зон субдукцїї. Відомі й винятки, наприклад стромболіанський тип спостерігається в різних геодинамічних умовах.

Щорічно вивергаються приблизно 60 вулканів, причому й у попередній рік відбувалося виверження приблизно третини з них. Є відомості про 627 вулканів, що викидалися за останні 10 тис. років, і про 530 — в історичний час, причому 80 % із них приурочені до зон субдукції. Найбільша вулканічна активність спостерігається в Камчатському і Центральноамериканському регіонах, більш спокійними є зони Каскадного хребта, Південних Сандвічевих островів і південного Чилі.

Вважається, що після вивержень вулканів середня температура атмосфери Землі знижується на кілька градусів за рахунок викиду дрібних часток (менше 0,001мм) у вигляді аерозолів і вулканічного пилу (при цьому сульфатні аерозолі і тонкий пил при виверженнях потрапляють у стратосферу) і зберігається там протягом 1—2 років. Цілком ймовірно, таке зниження температури спостерігалося після виверження вулкана Агунг на о. Балі (Індонезія) у 1962 р. Найактивніші діючі вулкани розташовуються по межах літосферных плит і лініях глибинних розломів земної кори. Подібне скупчення вулканів по околицях Тихого океану називають Тихоокеанським вогненним кільцем. В нього входять вулкани Камчатки, Фудзіяма і інші вулкани Японії, вулкани Філіппінських островів, Індонезії (у тому числі і знаменитий Кракатау), вулканічні острови Меланезії, вулкани Алеутських островів, Мексики, всі вулкани Південної Америки і Вогненної Землі і навіть діючий вулкан Антарктиди - Еребус.

Кракатау (813м) - діючий вулкан в Індонезії, між островами Ява і Суматра. Наймогутнішим було виверження в 1883 р., в результаті якого загинули десятки тисяч жителів довколишніх островів. Останнє виверження було в 1973 р. Зараз краї кальдери вулкана затоплені і утворюють декілька острівців в Зондськом протоці. Фудзіяма (3776м) - вимерлий вулкан на острові Хонсю, Японія. Котопахі (5896м) - молодий діючий вулкан в Еквадорі. Попокатепетль (5452м ) - діючий вулкан в Мексиці, зараз не вивергається, в кратерах розташовані озера. Ельбрус (5595м) - вулкан на Кавказі, має дві вершини, в сідловині між якими знаходяться виходи фумарол. Навкруги Ельбрусу розташовані термальні джерела. Хоча вершини вулкана покриті льодом і більше 20 льодовиків стікають по його схилах, його не можна вважати вимерлим. Везувій (1281м) - активний вулкан на побережжі Неаполітанської затоки Тірренського моря, Італія. Відомі численні виверження Везувію, останнє з яких було в 1944 р. Недалеко від вулкана район Флегрейськіх полів з сильною сольфатарной діяльністю. Етна (3290м) — один з найактивніших вулканів Європи на о. Сіцілія. Вивергається постійно. Камерун (4070м) - активний вулкан на західному побережжі Африки. Катмай (2298м) - вулкан на Аляскі. Вивергався в 1912 р. Ключевська сопка (4850м) - один з вулканів дуже активного вулканічного району півострова камчатка. Вивергається протягом останніх десятиріч.

Вулкани Гавайських островів: Мауна-Кеа (4205м), Мауна-Лоа (4169м), Кілауза (1247м). Мауна-Лоа - найактивніший щитовій вулкан в світі, утворює велику частину острова Гавайі. Підноситься над поверхнею океану більш ніж на 4000м, але загальна висота вулкана від його підстави на дні океану близько 10 000м. Мауна-Кеа не проявляє ознак активності.

Вулкани Ісландії: Гекла (1491м ) - активний вулкан в Ісландії, що має тріщини. Останні виверження були в 1980 р. Лаки (818м) - активний вулкан тріщини. Всього в Ісландії налічується більше 200 вулканів. Можна сказати, що весь острів — це вулкани, що злилися.

Вулканічне нагір'я кратера в Африці створено діяльністю багатьох щитових вулканів. Особливо відомий вимерлий вулкан Нго-ронгоро в Танзанії, в національному парку Се-ренгеті. Його кальдера діаметром 22км обрамлена стінками висотою близько 500м. Кііманджаро - вулканічний масив в Африці, що складається з декількох щитових вулканів, що злилися. Припинив свою діяльність в ранньому плейстоцені. Схили і вершина покриті льодовиками.

Еребус (3798м) - активний вулкан на Антарктичному півострові. В кратері лавове озеро, є фумароли і гейзери.

Чімборасо (6267м) - вулкан в Андах. Вершина покрита льодовиками. Не проявляє активності. Невадо-Охос-дель-Саладо (6885м) - активний стратовулкан в Андах. В кратері є фумаролы.

Ілопанго (627м) — кальдера стародавнього вулкана в Центральній Америці, заповнена озером. З озера підіймаються фонтани вулканічних газів — свідоцтво сольфатарной активності



1.4 Методи дослідження вулканічних явищ та способи їх попередження



Виверження вулканів загрожують життю людей і завдають матеріальної шкоди. Після 1600 р. в результаті вивержень і пов'язаних із ними селів і цунамі загинуло 168 тис. чоловік, жертвами хвороб і голоду, що виникли після вивержень, стали 95 тис. чоловік. Унаслідок виверження вулкана Монтань-Пеле в 1902 р. загинуло ЗО тис. чоловік. У результаті сходу селів із вулкана Руїс у Колумбії в 1985 р. загинули 20 тис. чоловік. Виверження вулкана Кракатау в 1883 р. призвело до утворення цунамі, яке забрало життя 36 тис. чоловік. Характер небезпеки залежить від дії різних факторів. Лавові потоки руйнують будинки, перекривають дороги і сільськогосподарські землі, які на багато сторіч виключаються з господарського використання, поки в результаті процесів вивітрювання не сформується новий грунт. Темпи вивітрювання залежать від кількості атмосферних опадів, температурного режиму, умов стоку й характеру поверхні. Так, наприклад, на більш зволожених схилах вулкана Етна в Італії землеробство на лавових потоках відновилося тільки через 300 років після виверження. Унаслідок вулканічних вивержень на дахах будинків накопичуються потужні шари попелу, що загрожує їхнім обваленням. Потрапляння в легені дрібних часток попелу призводить до загибелі худоби. Завись попелу в повітрі становить небезпеку для автомобільного й повітряного транспорту. Часто на час попелопадів закривають аеропорти. Попелові потоки, що становлять собою розпечену суміш завислого дисперсного матеріалу і вулканічних газів, переміщаються з великою швидкістю. У результаті від опіків і ядухи гинуть люди, тварини, рослини та руйнуються будинки.

Давньоримські міста Помпеї і Геркуланум потрапили в зону дії таких потоків і були засипані попелом під час виверження вулкана Везувій. Вулканічні гази, виділювані вулканами будь-якого типу, піднімаються в атмосферу і зазвичай не заподіюють шкоди, однак частково вони можуть повертатися на поверхню землі у вигляді кислотних дощів. Іноді рельєф місцевості сприяє тому, що вулканічні гази (сірчистий газ, хлористий водень або вуглекислий газ) поширюються біля поверхні землі, знищуючи рослинність або забруднюючи повітря в концентраціях, що перевищують граничні припустимі норми Вулканічні гази можуть завдавати і непрямої шкоди Так, з'єднання фтору, що містяться в них, захоплюються попільними частками, а при випаданні їх на земну поверхню заражають пасовища й водойми, викликаючи важкі захворювання худоби. У такий самий спосіб можуть бути забруднені відкриті джерела водопостачання населення. Величезні руйнування викликають також грязе-кам'яні потоки й цунамі.

Для прогнозування вивержень складаються карти вулканічної небезпеки з показом характеру й ареалів поширення продуктів минулих вивержень і ведеться моніторинг провісників вивержень До таких провісників належить частота слабких вулканічних землетрусів, якщо зазвичай їхня кількість не перевищує 10 за одну добу, то безпосередньо перед виверженням зростає до декількох сотень. Ведуться інструментальні спостереження за навіть незначними деформаціями поверхні. Точність вимірювань вертикаль них переміщень, що фіксуються, наприклад, лазерними приладами, складає -0,25мм, горизонтальних — 6мм, що дозволяє виявляти нахил поверхні всього в 1мм на півкілометра. Дані про зміну висоти, відстані й нахилів використовуються для виявлення центру спучування, що передує виверженню, або прогинання поверхні після нього. Перед виверженням підвищуються температури фумарол, іноді змінюється склад вулканічних газів і інтенсивність їх виділення. Явища-передвісники, що передували більшості досить повно задокументованих вивержень, подібні між собою. Однак з упевненістю прогнозувати, коли саме відбудеться виверження, дуже важко

Для передбачення можливого виверження ведуться систематичні інструментальні спостереження в спеціальних обсерваторіях. Найстарша вулканологічна обсерваторія була заснована в 1841 — 1845 рр на Везувію в Італії, потім з 1912 р. почали діяти обсерваторія на вулкані Кілауеа на о. Гаваї і приблизно одночасно — кілька обсерваторій у Японії Моніторині вулканів проводиться також у США (у тому числі на вулкані Сент-Хеленс), Індонезії в обсерваторії біля вулкана Мерапі на о. Ява, в Ісландії, у Росії Інститутом вулканології РАН (Камчатка), Рабауле (Папуа-Нова Гвінея), на островах Гваделупа і Мартиніка у Вест-Індії, розпочаті програми моніторингу в Коста-Ріці й Колумбії.

Попереджати про можливу вулканічну небезпеку і вживати заходів щодо зменшення наслідків повинна цивільна влада, якій вулканологи надають необхідну інформацію. Система оповіщення населення може бути звуковою (сирени) або світловою (наприклад, на шосе біля підніжжя вулкана Сакурадзіма в Японії миготливі сигнальні вогні попереджають автомобілістів про випадання попелу). Встановлюються також попереджуючі прилади, що спрацьовують при підвищених концентраціях небезпечних вулканічних газів, наприклад сірководню. На дорогах у небезпечних районах, де йде виверження, розміщають дорожні загородження.

Для зниження вулканічної небезпеки використовуються як складні інженерні споруди, так і зовсім прості способи. Наприклад, при виверженні вулкана Міякедзіма в Японії в 1985 р. успішно застосовувалося охолодження фронту лавового потоку морською водою. Влаштовуючи штучні проломи в застиглій лаві, що обмежувала потоки на схилах вулканів, вдавалося змінювати їхній напрямок Для захисту від грязе-кам'яних потоків — лахарів — застосовують огороджувальні насипи й дамби, що спрямовують потоки у певне русло. Для запобігання виникненню лахара кратерне озеро іноді спускають за допомогою тунелю (вулкан Келуд на о. Ява в Індонезії). У деяких районах встановлюють спеціальні системи спостереження за грозовими хмарами, що могли б принести зливи й активізувати лахари. У місцях випадання продуктів виверження споруджують різноманітні навіси та безпечні притулки.




РОЗДІЛ 2. Комплексна характеристика вулканізму



2.1 Класифікація вулканічних процесів



Продукти, що виходять на поверхню під час вулканічних вивержень, істотно розрізняються за складом й обсягом. Самі виверження мають різну інтенсивність і тривалість. На цих характеристиках і ґрунтується найбільш уживана класифікація типів вивержень. Але буває, що характер вивержень змінюється від однієї події до іншої, а іноді в процесі того самого виверження.

Плініанський тип називається за іменем римського вченого Плінія Старшого, котрий загинув при виверженні Везувію в 79 р. н. є. Виверження цього типу характеризуються найбільшою інтенсивністю (в атмосферу на висоту 20—50 км викидається велика кількість попелу) і відбуваються безупинно протягом декількох годин і навіть днів. Пемза дацитового або ріолітового складу утворюється з грузлої лави. Продукти вулканічних викидів укривають велику площу, а їхній обсяг коливається від 0,1 до 50 км3 і більше. Виверження може завершитися обваленням вулканічної споруди й утворенням кальдери. Іноді при виверженні виникають пекучі хмари, але лавові потоки утворюються не завжди. Дрібний попіл сильним вітром із швидкістю до 100 км/год. розноситься на великі відстані. Попіл, викинутий у 1932 р. вулканом Серро-Асуль у Чилі, був виявлений за 3000км від нього. До плініанського типу належить також сильне виверження вулкана Сент-Хеленс (шт. Вашингтон, США) 18 травня 1980 p., коли висота еруптивного стовпа досягала 6000м. За 10 годин безперервного виверження було викинуто близько 0,1 км3 тефри і більше 2,35 т сірчистого ангідриду. При виверженні Кракатау (Індонезія) у 1883 р. обсяг тефри склав 18км3, а попільна хмара піднялася на висоту 80км. Основна фаза цього виверження тривала приблизно 18 годин.

Аналіз 25 найсильніших історичних вивержень показує, що періоди спокою, які передували плініанським виверженням, складали в середньому 865 років.

Пелейський тип. Виверження цього типу характеризуються дуже грузлою лавою, що твердішає до виходу з жерла з утворенням одного або декількох екструзивних куполів, вижиманням над ним обеліска, викидами пекучих хмар. До цього типу належало виверження в 1902 р. вулкана Монтань-Пеле на о Мартиніка

Вулканський (Етно-Везувіанський) тип. Виверження цього типу (назва походить від о. Вулькано в Середземному морі) нетривалі — від декількох хвилин до декількох годин, але поновлюються кожні кілька днів або тижнів протягом декількох місяців. Висота еруптивного стовпа сягає 20км. Магма текуча, базальтового або андезитового складу. Характерним є формування лавових потоків, а попільні викиди й екструзивні куполи виникають не завжди. Вулканічні споруди побудовані з лави і пірокластичного матеріалу (стратовулкани). Обсяг таких вулканічних споруд досить великий — від 10 до 100 км3. Вік стратовулканів складає від 10 000 до 100 000 років Періодичність вивержень окремих вулканів не встановлена До цього типу належить вулкан Фуего у Гватемалі, що викидається кожні кілька років, викиди попелу базальтового складу іноді сягають стратосфери, а їхній обсяг при одному з вивержень склав 0,1 км3.

Стромболіанський тип. Цей тип названий за іменем вулканічного о Стром-болі в Середземному морі Стромболіанське виверження характеризується безперервною еруптивною діяльністю протягом декількох місяців або навіть років і не дуже великою висотою еруптивного стовпа (рідко вище 10км). Відомі випадки, коли відбувалося розбризкування лави в радіусі -300м, але майже вся вона поверталася в кратер. Характерними є лавові потоки. Попільні покрови мають меншу площу, ніж при виверженнях вулканського типу. Склад продуктів вивержень зазвичай базальтовий, рідше — андезитовий. Вулкан Стромболі знаходиться в стані активності протягом більше 400 років, вулкан Ясур на о. Танна (Вануату) у Тихому океані — протягом більше 200 років. Будова-жерл і характер вивержень у цих вулканів дуже близькі. Деякі виверження стромболіанського типу створюють жужільні конуси, що складаються з базальтового або, рідше, андезитового шлаку. Діаметр жужільного конуса біля основи коливається від 0,25 до 2,5км, середня висота складає 170м Жужільні конуси зазвичай утворюються протягом одного виверження, а вулкани називаються моногенними. Так, наприклад, при виверженні вулкана Парікутин (Мексика) за період із початку його активності 20 лютого 1943 р. до закінчення 9 березня 1952 р. утворився конус вулканічного шлаку заввишки 300м, попелом були засипані околиці, а лава поширилася на площі 18 км2 і знищила кілька населених пунктів.

Гаванський тип вивержень характеризується виливами рідкої базальтової лави Фонтани лави, що викидається з тріщин або розламів, можуть сягати заввишки 1000м, а іноді й 2000м пірокластичних продуктів викидається мало, більшу їхню частину складають бризи, що. падають поблизу джерела виверження. Лави виливаються з тріщин, отворів (жерл), розташованих уздовж тріщини, або кратерів, що іноді вміщає лавові озера Коли жерло тільки одне, лава розтікається радіально, утворюючи щитовий вулкан з дуже положистими — до 10° — схилами (у стратовулканів жужільні конуси й крутизна схилів близько 30°). Щитові вулкани складені шарами порівняно тонких лавових потоків і не містять попелу (наприклад, відомі вулкани на о Гаваї — Мауна-Лоа й Кілауеа). Перші описи вулканів такого типу стосуються вулканів Ісландії (наприклад вулкан Крабла на півночі Ісландії, розташований у рифтовій зоні) Дуже близькі до гавайського типу виверження вулкана Фурнез на о. Реюньон в Індійському океані



2.2 Продукти вулканічних вивержень



З вулканiв на земну поверхню надходять газоподiбнi, твердi и рiдкi продукти. Гази, якi насичують магму, є безпосередньою причиною вулканiчних вивержень. У разi виникнення ослаблених (трiщинуватих) зон над магматичним осередком розчиненi в ньому гази переходять у свiй нормальний стан, що супроводжується суттєвим зростанням їхнього об’єму. Це призводить до «закипання» магматичного розплаву i пiдiймання його разом iз газами вгору. У рiдких магмах основного складу дегазацiя вiдбувається вiдносно легко, у в’язких кислих магмах вона може призводити до експлозивної дiяльностi (вибухiв).

Рiдкi продукти вулканiчних вивержень представленi лавою, яка вiдрiзняється вiд магми лише вмiстом розчинених у нiй газiв i так само, як i магма, залежно вiд вмiсту SiО2 може бути кислою, середньою, основною.

Найпоширенiшi основнi базальтовi лави мають переважно темне забарвлення, вмiст кремнезему в них становить до 52 %. Базальтовi лави характеризуються низькою в’язкiстю i зумовленою цим високою рухомiстю. Температура їх на виходi становить близько 1200 °С. Такi лави пiд час виверження розтiкаються по схилах зi швидкiстю кiлька метрiв на хвилину на значнi вiдстанi, утворюючи потоки, покриви.

Так, пiд час Виверження вулкана Бiлюкай на Камчатцi (бiчний кратер вулкана Ключевська сопка) у 1938 р. було зафiксовано такi швидкостi перемiщення лави: на вiдстанi 10м вiд кратера — ЗО м/хв, 50м — 10, 100м — б i 1000м— лише 0,6 м/кв.

Зовсiм iнакше вiдбувається виверження лав кислого i середнього складу. Кислi лави, вмiст кремнезему в яких перевищує 65 %, через їхню високу в’язкiсть течуть вкрай повiлъно, вихiд газiв iз них утруднений. Тому виверження таких лав часто спричиняє закупорення кратера i супроводжується вибухами. Майже всi катастрофiчнi виверження на пам’ятi людства були пов’язанi з вулканiзмом кислого та середнъого складу. Температура кислих i середнiх лав дещо нижча i становить 800... 1000°С.

Пiд час застигання та кристалiзацiї лав в умовах земної поверхнi утворюються ефузивнi породи.

Лава — це магма, що виливається на земну поверхню при виверженнях, а потім твердішає. Виливання лави може відбуватися з основного вершинного кратера, бічного кратера на схилі вулкана або з тріщин, зв'язаних із вулканічним вогнищем. Вона стікає вниз уздовж схилу у вигляді лавового потоку. У деяких випадках відбувається виливання лави в рифтових зонах величезної довжини. Наприклад, в Ісландії в 1783 р. у межах ланцюга кратерів Лакі, що витягнувся уздовж тектонічного розламу на відстань близько 20км, відбувся вилив ~12,5 км3 лави, що розподілилася на площі -570 км2.



Таблиця 2.1 Середній хімічний склад деяких лав (у вагових відсотках)

Оксиди

SiO2

Al2O3

Fe2O

FeO

MgO

CaO

Na2O

H2O

P2O5

MnO

Нефеліновий

Базальт

37,6

10,8

5,7

8,3

13,1

13,4

3,8

1,5

1

0,1

Базальт

48,5

14,3

3,1

8,5

8,8

10,4

2,3

0,7

0,3

0,2

Андезит

54,1

17,2

3,5

5,5

4,4

7,9

3,7

0,9

0,3

0,1

Тацит

63,6

16,7

2,2

3

2,1

5,5

4

0,6

0,2

0,1

Фоноліт

56,9

20,2

2,3

1,8

0,6

1,9

8,7

1

0,2

0,2

Трахіт

60,2

17,8

2,6

1,8

1,3

2,9

5,4

0,5

0,2

0,2

Ріоліт

73,1

12

2,1

1,6

0,2

0,8

4,3

0,6

0,1

0,1



Рухається над поверхнею ґрунту зі швидкістю ~ 100 км/год., утворює попільні потоки. Вони поширюються на багато кілометрів, іноді долаючи водні простори й височини Ці утворення відомі також під назвою пекучих хмар; вони настільки розпечені, що світяться вночі.

У попільних потоках можуть бути також великі уламки, у тому числі й шматки породи, вирвані зі стінок жерла вулкана. Найчастіше пекучі хмари утворюються при обваленні стовпа попелу й газів, що викидаються вертикально з жерла. Під дією сили ваги, яка протидіє тискові газів, що викидаються, крайові частини стовпа починають осідати й спускатися вздовж схилу вулкана у вигляді розпеченої лавини У деяких випадках пекучі хмари виникають на периферії вулканічного купола або біля основи вулканічного обеліска. Можливим є також їх викидання з кільцевих тріщин навколо кальдери. Відкладення попільних потоків утворюють вулканічну породу ігнімбрит. Ці потоки транспортують як дрібні, так і великі фрагменти пемзи. Якщо ігнімбрити відкладаються досить потужним шаром, внутрішні горизонти можуть мати настільки високу температуру, що уламки пемзи плавляться, утворюючи спечений ігнімбрит, або спечений туф.

У міру остигання породи у її внутрішніх частинах може утворитися стовпчаста окремість, причому менш чіткої форми і більша, ніж аналогічні структури в лавових потоках Невеликі пагорби, що складаються з попелу й брил різної величини, утворюються в результаті спрямованого вулканічного вибуху (як, наприклад, при виверженнях вулканів Сент-Хеленс у 1980 р. і Безіменного на Камчатці в 1965 p.). Спрямовані вулканічні вибухи являють собою досить рідкісне явище. Створені ними відкладення легко сплутати з відкладеннями уламкових порід, із якими вони часто межують. Наприклад, при виверженні вулкана Сент-Хеленс безпосередньо перед спрямованим вибухом відбулося сходження лавини щебеню.

Якщо над вулканічним вогнищем розташована водойма, при виверженні пірокластичний матеріал насичується водою і розноситься навколо вогнища Відкладення такого типу, уперше описані на Філіппінах, сформувалися в результаті виверження в 1968 р. вулкана Тааль, що знаходиться на дні озера; вони часто представлені тонкими хвилястими шарами пемзи.

З виверженнями вулканів можуть бути пов'язані селі, або грязе-кам'яні потоки Іноді їх називають лахарами (першими описані в Індонезії). Формування лахарів не є частиною вулканічного процесу, а являє собою один із його наслідків. На схилах діючих вулканів у достатній кількості накопичується пухкий матеріал (попіл, лапілі, вулканічні уламки), що викидається з вулканів або випадає з пекучих хмар. Цей матеріал легко втягується в рух водою після дощів, при таненні льоду й снігу на схилах вулканів або проривах бортів кратерних озер. Грязьові потоки з величезною швидкістю спрямовуються вниз по руслах водотоків. При виверженні вулкана Руїс у Колумбії в листопаді 1985 р. селі, що рухалися зі швидкістю вище 40км /год., винесли на передгірну рівнину більше 40 млн. м3 уламкового матеріалу При цьому було зруйноване місто Армеро і загинуло близько 20 тис. чоловік. Найчастіше такі селі сходять під час виверження або відразу після нього. Це пояснюється тим, що при виверженнях, які супроводжуються виділенням теплової енергії, відбувається танення снігу й льоду, прорив і спускання кратерних озер і порушення стабільності схилів

Хiмiчний склад вулканiчних газів (фумаролiв) залежить вiд стадiї виверження i вiд температури. Серед газiв розрiзняють: сухі фумароли (650... 1000 °С), складенi в основному хлористо- i фтористоводневими сполуками без водяної пари; кислi фумарола (400.. .650 °С), представленi НСI, S02, Н2S, парою води; лужнi фумароли (200...400 °С), або амiачнi, в яких переважають гази амiачних солей, пара води, амiак; сiрчистi фумароли, або сольфатари (100.. .300 ОС), до складу яких входять переважно такi гази, як S02, Н2S,СО2, Н2О, СН4 ;вуглекислі фумароли, або мофети (до 100 °С), складенi переважно вуглекислим газом, мiрою Н2S, ЩО. Мофети видiляються на стадiї затухання вулканiчної дiяльностi. Стiнки кратерiв вулканiв внаслiдок сублiмаії газових видiленъ вкриваються скупченнями сiрки, борної кислоти, бури тощо.

Гази, що виділяються з магми до і після виверження, мають вигляд білих струменів водяної пари. Коли до них при виверженні домішується тефра, викиди стають сірими або чорними. Слабке виділення газів у вулканічних районах може тривати роками. Такі виходи гарячих газів і пари через отвори на дні кратера або схилах вулкана, а також на поверхні лавових або попільних потоків називають фумаролами. До особливих типів фумарол належать сольфа-тapu, що містять сполуки сірки, і мофети, у яких переважає вуглекислий газ. Температура фумарольних газів близька до температури магми і може сягати 800 °С, але може і знижуватися до температури кипіння води (-100 °С), пари якої є основною складовою фумарол. Фумарольні гази зароджуються як у неглибоких приповерхневих горизонтах, так і на великих глибинах у розпечених породах. У 1912 р. в результаті виверження вулкана Новарупта на Алясці утворилася знаменита Долина десяти тисяч димів, де на поверхні вулканічних викидів площею близько 120 км2 виникла безліч високотемпературних фумарол. Сьогодні у Долині діє лише кілька фумарол із досить низькою температурою. Іноді від поверхні ще не остиглого лавового потоку піднімаються білі струмені пари; найчастіше це дощова вода, що нагрілася при зіткненні з розпеченим потоком лави.

Хімічний склад вулканічних газів. Газ, що виділяється з вулканів, на 50—85 % складається з водяної пари. Понад 10 % припадає на частку вуглекислого газу, близько 5 % складає сірчистий газ, 2—5 % — хлористий водень і 0,02—0,05 % — фтористий водень. Сірководень і газоподібна сірка зазвичай містяться в малих кількостях. Іноді містяться водень, метан і оксид вуглецю, а також невелика домішка різних металів. У газових виділеннях із поверхні лавового потоку, вкритого рослинністю, був виявлений аміак.

Дуже рiзноманiтнi твердi продукти вулканiчних вивержень. Вони утворюються пiд час вибухiв з уламкiв порiд кратера, застиглої на повiтрi лави i класифiкуютъся за розмiрами уламкiв. Тверді продукти виверження утворюються у результаті розбризкування і застигання в повітрі лави, розпушування і викидання застиглої лави попередніх вивержень. Серед твердих продуктів виверження за розмірами розрізняють вулканічний попіл, вулканічний пісок, вулканічні камінці – лапілі та вулканічні бомби (інколи у декілька тонн вагою).

Тверді породи, що утворюються при остиганні лави, містять в основному двооксид кремнію, оксиди алюмінію, заліза, магнію, кальцію, натрію, калію, титана й воду. Зазвичай в лавах вміст кожного з цих компонентів перевищує один відсоток, а багато інших елементів присутні в меншій кількості.

Вулканiчнi бомби — це переважно уламки лави, викинутої в розжареному станi високо вгору i округленi в польотi до сферичної чи веретеноподiбної форми, вкритi зверху застиглою кiркою. За величиною вони можуть бути вiд декiлькох сантиметрiв до багатьох метрiв у поперечнику. Вулканічна бомба представляє собою застиглу грудку лави, викинуту під час виверження з жерла вулкана в рідкому стані, форма вулканічної бомби залежить від складу лави. Рідкі лави не встигають вихолонути в повітрі і при падінні на землю набувають коржоподібної форми. Малов’язкі лави (базальтові), обертаючись, набувають в польоті веретеноподібної або грушоподібної форми. В'язкі лави набувають округлої форми. Розміри В.б. від 5см до 7м.

Лапілі (від лат. lapillus – камінець) — невеличкi шматочки лави або уламки гпорiд кратера дiаметром у кiлька сантиметрiв (переважно 1... 3см).

Вулканiчний пісок — це мiнеральнi частинки дiаметром 0,1.. .2мм. дрiбнiшi частинки (до 0,1мм) називають вулканічним попелом. Попiл i пiсок — це кристалики польового шпату, авгiту, роговоi обманки i найчастiше уламки вулканiчного скла (обсидiану). Осiдаючи на поверхнi Землi, ущiльнюючися, вони утворюють гiрську породу — вулканічний туф. Якщо в ньому трапляються лапiлi та вулканiчнi бомби, уламки гострокутні форми, то породу називають туфобрекчiєю.

Вулканічний попіл - пірокластичний матеріал (тефра) з розміром частинок менше 2мм, що утворюється внаслідок дроблення вулканіч. вибухами рідкої лави і вулканіч. порід - продуктів більш ранніх вивержень. У залежності від розміру частинок, сили виверження і вітру В.п. може осідати на значному віддаленні від місця виверження, утворюючи маркуючі горизонти. Так, напр., при виверженні вулкана Кракатау (Індонезія) у 1883 В.п. облетів навколо Землі майже два рази. Ця особливість В.п. використовується в стратиграфії (тефрохронологіч. метод кореляції товщ г.п.). Щорічно вулкани Землі викидають бл. 3·109 т В.п. Застосовується для виготовлення легких бетонів, тарного скла, цементів, теплоізоляц. матеріалів, фільтруючих мас, як ґрунт для вирощування рослин та ін.

До твердих продуктiв вулканiчних вивержень вiдносять також пемзу, яка утворюється з кислих лав iз високим вмiстом розчинених газiв. Наближуючися до земної поверхнi, така лава спiнюється та швидко охолоджується. Утворюється дуже пориста порода, яка внаслiдок подальшого розширення газiв розпадається на численнi уламки найрiзноманiтнiших розмiрiв. Завдяки низькiй питомiй вазi вона плаває у водi, тому часто пемзу можна знайти на морських узбережжях, вiддалених вiд вулканiчних районiв.

Цунамі — величезні морські хвилі, пов'язані головно з підводними землетрусами, але іноді виникають при вулканічних виверженнях на дні океану, що можуть викликати утворення декількох хвиль, які йдуть одна за одною з інтервалом від декількох хвилин до декількох годин. Виверження вулкана Кракатау 26 серпня 1883 р. і подальше обвалення його кальдери супроводжувалося цунамі заввишки більше ЗО м, що спричинило численні людські жертви на узбережжях Яви та Суматри.



2.4 Морфологічні відмінності вулканів



Залежно від способу появи магми та утворюваних із неї продуктів на земній поверхні і внаслідок дії зовнішніх чинників утворюються різноманітні форми рельєфу вулканічного походження. Їх часто називають типами поверхневих вулканічних апаратів.

Так, вибуховий характер виверження здебільшого утворює лійкоподібні або циліндричні заглиблення, які виникають внаслідок експлозії, тобто вибуху магматичних газів без виливання лави. Діаметр таких кратерів – маарів – становить від 300м до 3,5км, а їхня глибина сягає 300-400м. У вологому кліматі маари зазвичай перетворюються на озера. Такі кратери відомі на Центральному масиві у Франції, у Центральній Америці, Новій Зеландії, Південній Африці, Якутії. В останніх двох районах маари є трубками вибуху діаметром до 800м, заповненими ультра основною породою – кімберлітом, який містить алмази. Деякі відомості про трубки вибуху є також у межах Українського кристалічного щита (Болтинська та Ротмистрівська западини), щоправда, вони поховані під осадовими товщами кайнозою і дуже слабко відображені у рельєфі.

Інтрузивні магматичні тіла – лаколіти – можуть бути як вулканічні споруди у разі, коли інтрузія магми відбувалася настільки активно, що магматичне тіло зупинилося майже біля земної поверхні. Унаслідок денудаційних процесів вони з’являються на поверхні, де й височать у вигляді вулканічних споруд. Типові лаколіти заввишки 700-1000м знаходяться в околицях російського міста П’ятигорська (гори Залізна, Машу, Бештау та ін.).

Екструзивні куполи – найпростіший тип акумулятивних вулканічних споруд зі стрімкими схилами різної висти. Вони утворюються за участі в’язкої малорухомої лави кислого складу (>65% SiO2), яка поступово витісняються на поверхню. Унаслідок значної в’язкості та нездатності швидко розтікатися вона нагромаджується безпосередньо над жерлом вулкана, швидко вкривається шлаковою кіркою і набуває Фоми купола з характерною концентричною структурою. Розміри таких куполів – до кількох кілометрів у діаметрі та до 500м заввишки.

Щитові вулкани утворюються під час виверження центрального типу тоді, коли виливається зріджена та рухома базальтова лава, здатна розтікатися на значні відстані від центру виверження. У разі повторного виверження потоки лави накладаються один на одного і формують вулкан з відносно спадистими схилами (приблизно 6-8°, іноді більше).

У деяких випадках навколо кратера утворюється лише вузький кільцевий вал зі схилами більшої крутості. Причиною виникнення вулкана такої форми вважають лавові фонтани, внаслідок чого шлаки нагромаджуються по краях кратера.

На Землі небагато районів, де поширені щитові вулкани. Зокрема, вони характерні для вулканічних ландшафтів Ісландії, де мають незначні розміри і є переважно згаслими. Прикладом щитового вулкана є гора Дінгья, діаметр кратера – близько 500м. Для геологічного розрізу характерна шаруватість, зумовлена багаторазовими виливами лави.

Щитові вулкани властиві також Гавайським островам. Тут вулкани набагато більші, ніж ісландські. Найбільший – на о. Гавайї – складається з трьох вулканів (Мауна-Кеа, Мауна-Лоа і Кілауеа) щитового типу. Мауна-Лоа піднімається над рівнем моря на 4170м, проте, незважаючи на такий великий розмір, схили дуже спадисті. При основі вулканів ухил поверхні не перевищує 3°, вище він поступово зростає до 10°, а починаючи з висоти 3км, знову різко зменшується. Вершини вулканів мають вигляд лавового плато, посередині якого знаходиться гігантський кратер, перетворений на лавове озеро.

Вулканічні конуси, з якими власне й ототожнюється поняття «вулкани», найчастіше виникають унаслідок експлозивного процесу, де нагромаджуються переважно тверді продукти вулканічної діяльності – попіл, пісок, лапілі, бомби.

Шлакові вулкани – різновид вулканічних конусів, які утворюються у разі не лише викидання рідкої лави, а й унаслідок вибухів завдяки перенасиченості газами. Під час вибуху лава фонтанує міріадами крапель, які застигають так швидко, що падають на поверхню у вигляді бризок. На відміну від лавових конусів крутість схилів шлакових вулканів, складених уламками, досягає 45°, тобто є близькою до крутості природного ухилу уламків. Що грубішим є матеріал, з якого складаються конуси, то крутішими виглядають схили.

Шлакові вулкани досить поширені у Вірменії. Більшість із них знаходяться на схилах великих стратовулканів, дрібні форми утворювалися безпосередньо на лавових потоках. Зростання таких конусів може відбуватися дуже швидко, наприклад шлаковий конус Монте-Нуова (Італія, околиці Неаполя) виник уподовж кількох діб буквально на рівному місці і нині є пагорбом заввишки до 140м.

Найбільшими вулканічними спорудами є стратовулкани. Вони можуть складатися як із шарів лави, так і з шарів пірокластичного матеріалу. Чимало стратовулканів мають правильну конічну форму: Фудзіяма, Ключевська і Кроноцька сопки, Попокатепетль та ін. Серед цих утворень трапляються гори заввишки 3-4км, деякі вулкани сягають висоти 6км, їхні вершини криті вічними снігами й льодовиками.

У більшості вулканів на вершині є лійкоподібне заглиблення, через яке відбувається викидання вулканічних продуктів, - кратер. Великі вулкани можуть мати кілька кратерів, причому деякі з яких утворюються і на схилі (паразитуючі кратери). Вони характерні, зокрема, для Етни, Ключевської сопки та ін. Розміри основних кратерів різні й не залежать від розмірів самих вулканів. Максимальні розміри кратерів характерні для вулканів гавайського типу, наприклад діаметр кратера Мауна-Лоа становить 2440м.

Великі кратери, які виникають унаслідок видалення значної частини вулканічного конуса під час вибухового виверження, називають кальдерами (від ісп. caldera – великий казан). Це великі, нині недіючі кратери, причому сучасні кратери часто розміщуються всередині кальдери (Везувій і вулкан Крашенінникова на Камчатці). Відомі кальдери до 30км діаметром. На дні кальдер поверхня відносно рівна, борти, повернені до центру виверження, завжди стрімкі. Чимало кальдер нині є озерами, наприклад озеро Крейтер у Каскадних горах (10км у діаметрі). Яскравим прикладом великої кальдери є вулканічна споруда Кракатау. Іноді кальдери виникають унаслідок провалювання вглиб (бухта «Левова паща» на острові Ітуруп Курильського архіпелагу).



2.5 Грязьовий вулканізм



Зовні грязьові вулкани дуже подiбнi до справжніх, проте вiдрiзняються від них значно меншими розмірами та продуктами виверження. Під час такого виверження викидаються глинисті породи, насичені водою й перетворені на грязь різної текучості.

Залежно від причин виникнення грязьові вулкани можна поділити на:1) пов’язані з виділенням горючих газів;2) пов’язані з проявами магматичного вулканізму i зумовлені викидами магматичних газів.

Грязьові вулкани першої групи знаходяться у склепінчастих частинах антиклінальних нафтових структур (Апшеронський, Таманський, Керченський півострови). Зокрема, на Керченському пiвостровi грязьовий вулканізм є наслідком наявності антиклінальних складок, в ядрах яких залягають пластичні глини. Гази, які вириваються з глибини 5-7км по розривних порушеннях (метан, вуглекислий газ, сірководень), викидають на поверхню перем’яту глинисту масу з уламками різних гірських порід (брекчію), яка утворює поля вулканічних сопок. Грязьові вулкани розмiщенi поодинці або групами зі сильним живильним осередком.

Найбільша активність грязьового вулканізму Керченського півострова припадає на минулi геологiчнi епохи, переважно на неоген. Виверження постійно діючих вулканів відбувається спокійно. Вони знаходяться в овальних улоговинах, на дні яких підносяться конуси з глинистої брекчії заввишки 1,5— 2,0м, i мають грязьові озера.

IIеріодично дiючi вулкани вивергають значнi маси густої брекчії один раз на кілька або десятки років. Виверження відбувається впродовж кількох діб, супроводжується вибухами, локальними землетрусами, iнодi самозайманням газу. У рельєфі — це конiчнi горби або похилі підвищення заввишки до 60м. Згаслi грязьові вулкани спостерігаються у викопних відкладах. із багатьма з них пов’язані прогини, заповнені вапняками та вулканічною брекчією, що утворилися внаслідок виносу з надр продуктів виверження, деякі з них зайняті озерами (у Криму — Чокрацьке, Тобечицьке, Узунларське та ін.).

Великi грязьові вулкани мають діаметр 5—6 км і досягають 400— 500м заввишки. Так, периметр основи вулкана Горелая Могила на березі Таманської затоки сягає З км.

Таким чином, вулканізм має комплекс характерних рис, які вирізняють цей різновид ендогенних глобальних процесів як окрему рельєфоутворюючу силу. Залежно від характеру вивержень, складу лави та інших не менш важливих факторів процеси вулканізму занесені до різних класифікацій, які дають змогу більш чітко розуміти природу цього явища.




РОЗДІЛ 3. Вулканізм як фактор рельєфоутворення



3.1 Мікро- та мезорельєф. Особливості денудації вулканічних споруд



На фонi великих за розмiрами нерiвностей земної поверхнi, якими є вулкакiчнi споруди, своєрiдно виглядають деякi форми рельефу, утворенi завдяки особливостям режиму виверження (такi форми утворюють рiдкi продукти виливу магматичних мас).

Зазвичай лава, яка вилилася з центрального або бокових кратерiв, стiкає по схилах у виглядi потокiв. Дуже густа та в’язка лава встигає застигнути (перейти у кристалiчний стан) ще у верхпiй частинi схилу. У разi значної щiльностi нона може затвердiти ще у жерлi, утворивши гiгантський лавовий стовп або лавовий палець. Лавовий потiк здебiльшого має вигляд сплющеного валу, який простягається вниз по схилу, з чiтко вираженим здуттям на кiнцевiй дiлянцi. Базальтовi лави (менш в’язкi) можуть утворювати довгi потоки, якi поширюються на десятки кiлометрiв i припиняють свiй рух лише на прилеглiй до вулкана рiвнинi або плато, або в межах плоского дна широкої кальдери. Базальтовi потоки завдовжки 60—70 км — часте явище на Гавайських островах та вІсландії. Довжина лавових потокiв лiпаритового ибо андезитового искладу (вмiст SiО2 — 52—65 %) не перевищує кiлька кiлометрiв. Узагалi бiльша частина об’єму вулканiв, якi викидають продукти кислого чи середнього складу, припадає на пiрокластичнi продукти, а не на лавовий матерiал, оскiльки кислi лави швидко набувають кристалiчного стану, вкриваються кiркою, руйнування якої пiд дiєю внутрiшнього тиску спричинює утворення уламкiв.

У процесi затвердiння лавовий потiк спочатку вкривається кiркою шлаку, але у разi прориву кiрки гаряча лава витiкає з-пiд неї, унаслiдок чого утворюється порожнина — лавовий грот, або лавова печера. При обвалюваннi склепiння печери вона перетворюється на виразне лiнiйне зниження — лавовий жолоб.

Поверхня застиглого потоку набуває своєрiдного мiкрорельєфу. Найпоширенiшi два його типи: мiкрорельєф брил i кишкоподiбна лава. Мiкрорельєф брил — це хаотичне нагромадження їх з численними провалами й гротами. Брили мають гострокутнi або оплавленi краї. Цей мiкрорельєф виникає за високого вмiсту газiв у складi лав та за порiвняно низької температури потоку. Кишкоподiбнi лави мають химерне поєднання застиглих хвиль та звивистих складок, якi нагадують «нагромадження гiгантських кишок або скручених канатiв»

Видiлення газiв з лавового потоку може здiйснюватися у виглядi вибуху. У такому випадку на поверхвi вотоку вiдбувається вагромадження шлаку у виглядi конуса. Цю форму лави називають горнiто. Iнодi вона має вигляд стовпа заввишки кiлька метрiв. За спокiйнiшого й тривалiшого видiлення газiв iз трiщин у шлаку утворюються так званi фумароли. Деякi продукти виділення фумарол за звичайних умов зазнають конденсацiї, і навколо мiсця виходу газiв утворюються пiдвищення, подiбнi до невеликих кратерiв, що складаються з продуктiв конденсацiї.

Вулканiчний рельєф i мiкрорельєф вiдразу пiсля свого утворення зазнають впливу екзогенних процесiв. Роль поверхневих вод, якi легко фiльтруються крiзь застиглi трiщинуватi й пористi вулканiчнi породи, незначна. За умови сухого клiмату посилюється фiзичне вивiтрювання, яке супроводжується утворенням конусiв виносу і камiнних морiв. Певну руйнiвну дiю виявляє вiтер, який не лише зносить дрiбнi пилуватi часточки, а й iнодi засипає кратери еоловим матерiалом. Вище снiгової лінії вiдбуваються нiвальнi й гляцiальнi процеси, а лiнiйна ерозiя з часом вирізає на схилах вулканiв поздовжнi зниження — баранкоси. Незважаючи на рiзноманiтнiсть гiрських порiд, iз яких складаються вулканiчнi конуси, особливо на шаруватих вулканах, важливу роль вiдiграє вибiркова (селективна) денудацiя. Твердi останцi створюють химернi поверхнi й надають своєрiдностi вулканічним ландшафтам. Так, потужнi базальтовi покриви або потоки базальтової чи андезитової лави, зазнаючи пiд час застигання впливу атмосферних вод, розтрiскуютъся на стовпчастi окремостi, якi мають вигляд багатогранних стовпiв, що ефектно виглядають у вiдшаруваннях, наприклад «базальтовi стовпи» Янової долини у Рiвненськiй областi.

Унаслiдок тривалої денудацiї у вулканiчних районах можуть виникати iнверсiйнi форми рельефу. Так, лавовi потоки, якi зайняли первісні зниження рельєфу (наприклад, рiчкову долину), згодом перетворюються на поздовжню столову височину, яку захищає вiд руйнування шар лави.



3.2 Роль вулканічних процесів у формуванні рельєфу земної поверхі



Роль вулканiчних процесiв у формуваннi рельєфу полягає у безпосередньому утвореннi вулканiчними процесами певних форм земної поверхнi та у їх опосередкованому впливi внаслiдок взаемодiї з рiзними складовими навколишнього середовища.

1. Вiдбуваються змiни берегової лiнiї морiв i великих озер, оформлення вулканiчних бухт, мисiв i гряд, якi виступають у море.

2. Руйнуються вулканiчнi конуси й утворюється своєрiдний денудацiйний рельєф.

3. Формуються просторi лавовi плато, трапові покриви, які захищають давнiй рельєф.

4. Утворюються озера кальдерного типу, вiдбуваються змiни режиму й морфології рiчкових долин пiсля перегороджування їх лавоними потоками, зокрема формуються водоспади, наприклад водоспад Вiкторiя на р. Замбезi.

5. У мiсцях виходу газiв і термальних джерел виникають скупчення особливих осадових порiд — травертинiв, гейзеритiв рiзного хiмiчного складу, якi утворюють своєрiднi натiчнi форми, тераси, невисокi склепiння тощо.

Темпи і масштаби формування рельєфу внаслiдок вулканiчних процесiв досить рiзнi. У деяких випадках новi форми рельєфу земної поверхнi вулканiчного походження утворюються дуже швидко.

Прикладом може бути виникнення вулкана Парикутiн у Мексицi, коли на мiсцi невеликої трiщини, з якої викидалися камiння і попiл, за одну нiч утворився конус твердих вулканiчних продуктiв заввишки до 10м. Виверження молодого вулкана тривало з перервами з 1943 по 1952 рр., высота конуса досягла 457м вiд первісного рівня, а лава вкрила територiю площею 24,8 км2.

У разi площинних виливiв лав i виливiв iз трiщин великi простори заповнюються лавою. Такi виверження типовi для Ісландiї, де переважна частина вулканiв i лавових потокiв знаходиться у мiсцях депресiї, яка розтинає острiв з пiвденного заходу на пiвнiчний схiд (так званий Великий грабен Ісландії. Лавовi покриви простягаються вздовж розломiв. Трапляються зяючi трiщини, не заповненi лавою. IIодiбнi прояви вулканiзму характерні i для Вiрменського нагір'я. Порiвняно недавно такi виверження вiдбувалися на Північному островi Нової Зеландiї.

Об’єм лавових потокiв, що вилилися з трiщин у Великому грабенi Iсландiї, становить 10— 12 км3. Величезнi площиннi виверження вiдбувалися у недавньому минулому у Британськiй Колумбiї, на плато Декан, у Пiвденнiй Патагонiї, на Становому нагiр’ї. Вилитi рiзновiковi лавовi потоки утворюють суцiльнi плато площею кiлька десяткiв i сотень тисяч квадратних кiлометрiв. Лави заповнили всi нерiвностi земної поверхнi, утворенi до початку вивержень, зумовивши майже iдеальне її вирiвнювання. Нинi у поверхню цих плато врiзаються долини численних рiк. На наймолодших лавових покривах зберiгся мiкрорельєф брил, шлаковi конуси, лавовi печери й жолоби.

Пiд час пiдводного вулканiчного виверження поверхня магматичних потокiв швидко охолоджується, а великий гiдростатичний тиск перешкоджає вибуховим процесам. Тому на океанічному дні формується своєрiдний мiкрорельєф кулеподібних або подушкоподiбних лав.

Виливання лави не тiльки утворює специфiчнi форми рельєфу, а й може iстотно впливати на вже iснуючий рельєф, зокрема на рiчкову мережу, зумовлюючи й перебудову. Перегороджуючи рiчковi долини, вони спричинюють катастрофiчнi повенi або осушують мiсцевiсть, унаслiдок чого втрачається гiдрографiчна мережа. досягаючи берега моря i застигаючи, лавовi потоки змiнюють обриси береговог лiнiї, формують певний морфологiчний тип морських узбереж.

Крiм того, виливання лави та викидання пiрокластичного матерiалу неминуче призводять до дефiциту мас у надрах Землi, що зумовлює досить швидкi опускания деяких дiлянок земної поверхнi, iнодi виверженню передує помiтне пiдняття мiсцевостi. Так, перед виверженням вулкана Усу на островi Хоккайдо утворився великий розлом, уздовж якого дiлянка поверхнi площею близько 3 км2 за три мiсяц пiднялася на 155м, а пiсля виверження вiдбулося й опускания на 95м.

Щодо ролi ефузивного магматизму у формуваннi рельєфу, то при вулканiчних виверженнях можуть вiдбуватися раптовi й швидкi змiни рельєфу та загального стану навколишнього середовища. Особливо великi змiни спостерiгаються при виверженнях експлозивного типу.

Наприклад, пiд час виверження вулкана Кракатау у Зондськiй протоцi в 1883 р., що мало характер серії вибухiв, було зруйновано бiльшу частину острова, і на цьому мiсцi утворилися морськi глибини близько 270м. Вибух вулкана спричинив утворення гiгантської хвилi — цунамi, яка обрушилася на острови Ява та Суматра. Вона завдала величезної шкоди прибережним районам островiв, загинули десятки тисяч людей. Iнший приклад — виверження вулкана Катмай у 1912 р. До виверження вулкан мав вигляд правильного конуса заввишки 2286м. Пiд час виверження вся верхня частина конуса була эруйнована вибухами й утворилася кальдера дiаметром близько 4км і завглибшки 1100м.

Вулкани змiнюють переважно поверхню суходолу, проте найбiльше вони впливають на поверхню морського дна. Як уже зазначалося, найпоширенiшим генетичним типом рельефу на Землi є рельеф абiсальних пагорбiв («недорозвинених вулканiв»), якi вкривають дно океанiчних котловин площею, що становить мiльйони квадратних кiлометрiв. Важливою є також роль пiдводних вулканiв — у Свiтовому океанi вiдомо понад 10 тис. пiдводних вулканiв і вулканiчних островiв, зокрема Гавайськi, Азорські, Маскаренські. Окрім цього, із вулканiчних порiд складаються найбiлъшi за протяжністю гори на планетi — серединно-океанiчнi хребти та найвищi точки багатьох континентальних гiрських систем.

У рельєфі глибоководної частини океану важливе місце належить серединно-океанічним хребтам (СОХ) - гігантським підняттям дна, які мають лінійне простягання. Вони утворюють суцільний ланцюг через всі океани. Серединно-океанічні хребти, як і перехідні зони, є сейсмічними ділянками, але землетруси в них виключно поверхневі. Для них характерні також прояви сучасного та недавнього вулканізму. Часто ділянки з яскравою рифтовою структурою чергуються з потужними підняттями — лавовими плато, де знаходяться основні групи вулканів. В Атлантиці такими районами є Ісландія. Азорські острови та ін.

Серединно-океанічним хребтам властива особлива будова земної кори (рифтогенальний тип). Під досить тонким шаром осадових порід СОХ залягає товща земної кори більшої щільності, ніж базальт, з достатньо великим поширенням ультраосновних порід, властивих мантії. Тому вчені зробили висновок, що для СОХ характерними є висхідні потоки речовини мантії. Цю думку підтверджують і високі показники теплового потоку в рифтових долинах. Це дало підставу для твердження, що СОХ є зонами формування океанічної кори, утворення океанічних улоговин. Врешті-решт це привело до виникнення гіпотези тектоніки літосферних плит.

Таким чином, СОХ є, як і перехідні зони, рухомими поясами Землі. Це пояси інтенсивного гороутворення. Але якщо для перехідних зон характерне накопичення потужних осадових товщ із поступовими складчастими деформаціями і метаморфізмом, то в СОХ основними процесами є розширення (розтягування) земної кори - спредінг.




ВИСНОВКИ



Магматичні процеси, які відбуваються на поверхні Землі, називають ефузивними, або вулканізмом. Магма, виливаючись на поверхню Землі за умов пониження тисків, звільняється від розчинених у ній газоподібних продуктів і перетворюється на лаву.

Вулкани поділяються на діючі, через які періодично відбувається виверження, та згаслі, про діяльність яких не збереглося ніяких історичних відомостей. Такий відлік є умовним, бо відомо багато вулканів, які довгий час вважались згаслими, але раптово відновлювали свою діяльність (наприклад, Везувій). Здебільшого вулкани мають вигляд конусоподібної гори, що утворилась з продуктів їхнього виверження. Всередині вулкану проходить вертикальний канал, верхня частина якого називається жерлом. По цьому каналу з глибин Землі підіймається лава та інші продукти виверження. Отвір каналу міститься на вершині гори, має лійко- або чашоподібну форму і називається кратером (від грецького – „чаша”).

Під час виверження вулканів на земну поверхню надходять рідкі, тверді і газуваті речовини. До рідких продуктів виверження належить лава. Лава – це магма, яка піднялась на поверхню землі і з якої виділилась частина газів. Температура її під час виверження сягає 800-1200 С. Пересічна швидкість пересування лави 1-2 м/сек., в окремих випадках – 8 м/сек. Тверді продукти виверження утворюються у результаті розбризкування і застигання в повітрі лави, розпушування і викидання застиглої лави попередніх вивержень. Серед твердих продуктів виверження за розмірами розрізняють вулканічний попіл, вулканічний пісок, вулканічні камінці – лапілі та вулканічні бомби (інколи у декілька тонн вагою).

Залежно від характеру виверження всі діючі вулкани поділяють на кілька типів: гавайський, стромболійський, везувіанський, пелійський та кракатаутський. У вулканів гавайського типу (Мауна-Лоа та Кілаеуа) лава спокійно піднімається у кратер і заповнює його, утворюючи ніби озеро. Час від часу вона переповнює кратер і спокійно стікає по схилах. Для стромболійського типу (Стромболі та деякі сопки Камчатки) характерні ритмічні, некатастрофічні виверження, під час яких виділяється багато попелу, лапілів, вулканічних бомб. Лава спокійно виливається з кратера по схилах. Виверження вулканів везувіанського типу супроводиться виділенням великої кількості газів, попелу, бомб, лапілів, які силою вибуху підіймаються на велику висоту, та виливанням в’язкої кислої магми. Пелійський тип (Мон-Пеле) відзначається наявністю дуже густої лави, яка утворює в жерлі ніби пробку. Під напором газів лава витискується з жерла у вигляді вогненного шпиля. Розжарені гази, наче хмара, скочуються по схилу вулкана. Для кракатаутського типу вулканів (Кракатау, Бандай) характерні величезної сили вибухи, які часто повністю руйнують конус вулкану. Лава з вулкану кракатаутського типу не виділяється. Виверження вулкану іноді відбувається не через кратер, розташований на вершині гори, а через тріщини, що прорізують схили вулкану. Ці тріщини-кратери називаються паразитичними.

На земній поверхні нараховується понад 640 діючих вулканів, частина з яких – на дні морів та океанів. Найвідоміші діючі вулкани – Етна, Ключевська Сопка, Фудзіяма, Везувій, Кракатау. Вулкани на земній кулі розміщені нерівномірно. Вони, як і землетруси, виникають на межах літосферних плит внаслідок руху земної кори. Більша частина діючих вулканів розташована на узбережжі Тихого океану. Ці райони дістали назву Тихоокеанського сейсмічного поясу. Тут зосереджено 2/3 всіх наземних діючих вулканів. Багато згаслих вулканів у Середземноморському сейсмічному поясі. В Атлантичному поясі, крім наземних, є підводні вулкани.

Вулканічні виверження навіть сьогодні призводять до загибелі людей, руйнування поселень. З іншого боку дозволяють вченим зрозуміти таємниці внутрішньої будови Землі, утворення багатьох корисних копалин.




Список використаної літератури



	Апродов В. Вулканы.- М.: Мысль, 1982.- 367 с.: ил.- (Природа мира).

	Вегенер Альфред. Происхождение континентов и океанов – Ленинград: “Наука”, - 1984, - 288 с.

	Гарун Тазиев. Вулканы.-М.: Издательство иностранной литературы, 1963.-117 с.

	Гарун Тазиев. Запах серы. - М.: Мисль, 1980.-222 с.

	Геология на пороге новой научной революции // Природа. 1995. № 1, с.33-51.

	Кэри Уоррен. В поисках закономерностей развития Земли и Вселенной – Москва: «Мир», - 1991, - 448 с.

	Макаренко Г. Ф. Вулканические моря Земли и Луны.- М.: Недра, 1983.-143 с.

	Мархинин Е. К. Вулканы и жизнь. - М.: Мисль, 1980.-196 с

	Мирошников Л. Вулканические извержения // Мирошников Л. Человек в мире геологических стихий.- Л., 1989.- С.70-86.

	Орленок В.В. Геофизика – Калининград: «Янтарный сказ», - 2000, - 480 с.

	Пущаровский Ю.М. Глубины Земли: строение и тектоника мантии // Природа. 2001. № 3. С. 13-15.

	Свинко Й. М., Сивий М. Я. Геологія: Підручник.-К.: Либідь, 2003.-480 с.

	Стецюк В. В., Ковальчук І. П. Основи геоморфології: Навч. посіб. / За ред.. О. М. Маринина. – К.: Вища шк.., 2005.-495 с.: іл.

	Судо М.М. Современная геология. – М.: «Знание», 1981. – 160 с.

	Ясаманов Н. Вулканы и землетрясения // Ясаманов Н. Современная геология.- М., 1987.- С.73-84.




Додатки



Додаток 1



Таблиця 1.1 Найвищі діючі вулкани світу

Частина світу

Назва

Місцезнаходження

Висота, м

Європа

Етна

о. СИЦИЛІЯ

3340



Хваннадальсхнукур

о. Ісландія

2119



Гекла

о. Ісландія

1491



Везувій

Італія

1277

Азія

Демавенд

Іран

5604



Ключевська Сопка

п-ів КАМЧАТКА

4750



Керінчі

о. Суматра

3805



Фудзіяма

о. Хонсю

3776

Африка

Меру

Танзанія

4567



Карісімбі

Руанда

4507



Фако

Камерун

4070



Тейде

Канарські о-ви

3718

Америка

Орісаба

Мексика

5700



Попокатепетль

Мексика

5452



САН ФОРД

Аляска

4939



Льюльяйльяко

Чилі

6723



Сан-Педро

Чилі

6154



Антофалья

Аргентина

6100

Австралія та Океанія

Мауна-Лоа

о.Гавайї

4170



Руапеху

Нова Зеландія

2796



УЛАВУН

о. Нова Британія

2300

Антарктида

еребус

о. Росса

3794