Вулкани та вулканізм

Стратовулкани – це коли в полігенних вулканах центрального типу, навколо жерла розвивається чітко виражений, пологий (або крутий) шаруватий конус крутизною схилу 20-30 º, складений перешаровуються лавами, туфами, лавовими брекчіями, шлаками, а також осадовими породами морського чи континентального походження. Ці породи можуть покривати схили споруди нерівномірно, а їх потужність зменшується в міру віддалення від центру виверження. Стратовулкани досягають в поперечнику 60-80 км і 6-8 км у висоту, а його будова залежить значною мірою від складу лав і від кількості паразитичних кратерів, кількість яких може досягати десятків. Основні лави менш в'язкі у порівнянні з кислими лавами, і, розтікаючись на більш значні відстані, утворюють менш круті споруди (не крутіше 10 º).

Щитові вулкани являють собою відносно прості невисокі вулканічні споруди складені головним чином базальтами з поперечними розмірами до кількох десятків км і схилами не крутіше 3-5 º (наприклад, вулкани Цхун у Вірменії, Узон на Камчатці і т.д. ).

Куполовидні вулкани або вулканічні куполи і будовою вельми різноманітні за формою (від слабко помітних опуклих структур до піків в сотні метрів заввишки) і за будовою – від правильних форм цибулинного, віялоподібного до складних завихрень. Куполи можуть неодноразово прориватися подальшими порціями лави, а також володіти складними комбінаціями цих неоднорідностей. Екструзивні і протрузивні куполи, прориваючи вулканогенні товщі, захоплюють моноліти цих порід, частково оплавляють їх, ускладнюючи тим самим свою будову.[12 c.191]

 За місцем виникнення:

1. Вулкани в зонах субдукції океанічної плити під материкову. За рахунок теплової концентрації в надрах.

2. Вулкани в рифтових зонах. Вони виникають у зв'язку з ослабленням земної кори і витріщанням кордону між корою і мантією Землі. Освіта вулканів тут пов'язано з тектонічними явищами.

3. Вулкани в зонах великих  розломів. У багатьох місцях земної  кори є розриви (розломи). Там відбувається  повільне накопичення тектонічних  сил, які можуть перетворитися  на раптовий сейсмічний вибух  з вулканічними проявами.

4. Вулкани зон "гарячих  точок". В окремих районах під  океанічним дном в земній корі  утворюються "гарячі точки", де  зосереджується особливо висока  теплова енергія. У цих місцях  гірські породи розплавляються  і у вигляді базальтової лави  виходять на поверхню.[11 c.79]

1.5. Типи та продукти вулканічних вивержень

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 острову Стромболі 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.

Гавайський 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

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.

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(Додаток Е) 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,(Додаток Є) 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 вулканічних 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. 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 такі, 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 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.

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.