Вулканізм, як один із факторів рельєфоутворення

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Додатки

Додаток 1

Таблиця 1.1 Найвищі діючі вулкани світу

Страницы: 1, 2