Volcanes: características y tipos. magmatismo

TIFROLOV
Las rocas volcánicas son producto de un proceso profundo: el vulcanismo. Según la definición del famoso vulcanólogo A. Jaggar, el vulcanismo es un conjunto de fenómenos que ocurren en la corteza terrestre y debajo de ella, que conducen a un avance de masas fundidas a través de la corteza sólida. El vulcanismo está asociado con el flujo de gases profundos calientes, fluidos de las entrañas de la Tierra. Los fluidos contribuyen a la descompactación y al ascenso local de la materia profunda que, como resultado de una disminución de la presión (descompresión), comienza a fundirse parcialmente, formando diapiros profundos, fuentes de fusión magmática. Dependiendo de la intensidad del calentamiento, la formación de fundidos ocurre en diferentes niveles del manto y de la corteza terrestre, a partir de profundidades de 300 - 400 km.

La vulcanología es la ciencia de los volcanes y sus productos (rocas volcánicas), las causas del vulcanismo debido a los procesos geodinámicos, tectónicos y físico-químicos que ocurren en las entrañas de la Tierra. Además de las propias ciencias geológicas: geología histórica, geotectónica, petrografía, mineralogía, litología, geoquímica y geofísica, la vulcanología utiliza datos de la geografía, la geomorfología, la química física y, en parte, de la astronomía, ya que el vulcanismo es un fenómeno planetario. Al ser productos de procesos profundos (endógenos), los volcanes que se forman en la superficie terrestre afectan el medio ambiente, la atmósfera y la hidrosfera, y la formación de precipitaciones. La vulcanología, por así decirlo, se centra en los problemas que vinculan los procesos de energía interna y externa de la Tierra.

La clasificación general de todas las rocas ígneas, incluidas las volcánicas, se basa en su composición química y, en primer lugar, en el contenido y proporción de sílice y álcalis en las rocas (Fig. 1). Según el contenido de sílice, el óxido más común en las rocas ígneas, estas últimas se dividen en cuatro grupos: ultrabásicas (30 - 44 % SiO2), básicas (44 - 53 %), medias (53 - 64 %), ácidas ( 64 - 78%). Otra característica importante de la clasificación es la alcalinidad de las rocas, que se estima por la suma de los contenidos de Na2O + K2O. Sobre esta base, se distinguen rocas de alcalinidad normal y alcalinas.

Las más ampliamente distribuidas entre las rocas volcánicas de la Tierra son las rocas principales: los basaltos, que son derivados de la sustancia del manto y se encuentran tanto en los océanos como en los continentes. Se pueden comparar con la "sangre" de nuestro planeta, que aparece en cualquier violación de la corteza terrestre. Dependiendo de la posición geológica, los basaltos difieren en composición. La mayoría de ellos pertenecen a rocas de alcalinidad normal. Estos son basaltos calcoalcalinos (toleíticos) y calcoalcalinos ricos en cal. Menos comunes son los basaltos alcalinos insaturados con sílice. Durante la diferenciación, los magmas basálticos dan lugar a una serie de rocas (toleíticas, calco-alcalinas y alcalinas), unidas por origen a partir de un único magma, conservando rasgos comunes con los magmas basálticos parentales, hasta llegar a los extremadamente ácidos. Entre las rocas intrusivas, los granitos son los más comunes. Pertenecen al grupo de rocas silícicas, en cuya formación la sustancia de la corteza terrestre juega un papel importante. Las rocas de composición media, que están representadas principalmente por andesitas volcánicas, son menos comunes y solo en los cinturones móviles de la Tierra. A su vez, la composición promedio de la corteza terrestre corresponde a andesitas, y no a basaltos o granitos, correspondiendo a una mezcla de estos últimos en una proporción de 2:1.

CÓMO EVOLUCIONÓ EL VOLCANISMO EN LA HISTORIA DE LA TIERRA

Los primeros procesos de vulcanismo están sincronizados con la formación de la Tierra como planeta. Con toda probabilidad, ya en la etapa de acreción (la concentración de materia planetaria debido a las nebulosas de gas y polvo y la colisión de desechos cósmicos sólidos - planetosimales) tuvo lugar su calentamiento. La liberación de energía por acreción y contracción gravitacional resultó ser suficiente para su fusión inicial, parcial o total, con la subsiguiente diferenciación de la Tierra en capas. Un poco más tarde, a estas fuentes de calor se unió la liberación de calor por elementos radiactivos. La concentración de la masa férreo-pétrea de la Tierra, así como en otros planetas del sistema solar, estuvo acompañada de la separación de una capa gaseosa, predominantemente de hidrógeno, que posteriormente perdió durante el período de máxima actividad solar, en contraste con los grandes y distantes planetas del grupo de Júpiter. Esto se evidencia por el agotamiento de la atmósfera terrestre moderna en gases inertes raros: neón y xenón en comparación con la materia cósmica.

Según A.A. Marakushev, la diferenciación de la masa de hierro y piedra de la Tierra, similar en composición a los meteoritos - condritas y completamente derretida bajo la alta presión de una capa de gas hidrógeno, condujo a una alta concentración de fluidos esencialmente de hidrógeno (componentes volátiles en estado supercrítico) en el núcleo metálico (hierro-níquel) que comenzó a separarse. Así, la Tierra adquirió una gran reserva de fluidos en sus entrañas, lo que determinó su posterior actividad endógena, única en su duración, en comparación con otros planetas. A medida que la Tierra se consolidaba en la dirección desde sus capas exteriores hacia el centro, la presión del fluido interno aumentaba y se producía una desgasificación periódica, acompañada de la formación de masas magmáticas fundidas que salían a la superficie cuando la corteza congelada se resquebrajaba. Así, el vulcanismo más temprano, que se caracterizó por una naturaleza explosiva, altamente explosiva, se asoció con el inicio del enfriamiento de la Tierra y estuvo acompañado por la formación de la atmósfera. Según otras ideas, la atmósfera primaria, formada en la etapa de acumulación, se conservó posteriormente, evolucionando gradualmente en su composición. De una forma u otra, hace aproximadamente 3800 a 3900 millones de años, cuando la temperatura en la superficie de la Tierra y en las partes adyacentes de la atmósfera cayó por debajo del punto de ebullición del agua, se formó la hidrosfera. La presencia de la atmósfera y la hidrosfera hizo posible el mayor desarrollo de la vida en la Tierra. En un principio, la atmósfera era pobre en oxígeno hasta que aparecieron las formas de vida más simples que lo producían, lo que ocurrió hace unos 3.000 millones de años (Fig. 2).

La composición de las primeras rocas volcánicas de la Tierra, ahora completamente reelaboradas por procesos posteriores, se puede juzgar comparándola con otros planetas terrestres, en particular con nuestro satélite relativamente bien estudiado, la Luna. La Luna es un planeta de desarrollo más primitivo, que ha agotado tempranamente sus reservas de fluidos y, en consecuencia, ha perdido su actividad endógena. Actualmente es un planeta "muerto". La ausencia de un núcleo metálico en él indica que los procesos de su diferenciación en capas se detuvieron temprano, y un campo magnético insignificantemente débil indica la solidificación completa de su interior. Al mismo tiempo, la presencia de fluidos en las primeras etapas del desarrollo de la Luna se evidencia por las burbujas de gas en las rocas volcánicas lunares, que consisten principalmente en hidrógeno, lo que indica su alta reducción.

Las rocas de la Luna más antiguas conocidas actualmente, desarrolladas en la superficie de la corteza lunar en los llamados continentes lunares, tienen una edad de 4,4 a 4,6 mil millones de años, que está cerca de la edad estimada de la formación de la Tierra. . Se cristalizan a poca profundidad o en la superficie, ricas en feldespato alto en calcio - anortitas - rocas básicas de color claro, que comúnmente se denominan anortositas. Las rocas de los continentes lunares fueron sometidas a un intenso bombardeo de meteoritos con la formación de fragmentos, parcialmente fundidos y mezclados con materia de meteoritos. Como resultado se formaron numerosos cráteres de impacto que coexisten con cráteres de origen volcánico. Se supone que las partes inferiores de la corteza lunar están compuestas por rocas de una composición más básica, con bajo contenido de sílice, cerca de meteoritos pétreos, y las anortositas están directamente sustentadas por gabro de anortita (eucritas). En la Tierra, la asociación de anortositas y eucritas es conocida en las llamadas intrusiones máficas en capas y es el resultado de la diferenciación del magma basáltico. Dado que las leyes físicas y químicas que determinan la diferenciación son las mismas en todo el Universo, es lógico suponer que en la Luna se formó la corteza más antigua de meteoritos lunares como resultado del derretimiento temprano y la subsiguiente diferenciación del derretimiento magmático que formó el capa superior de la Luna en forma del llamado "océano lunar de magma". Las diferencias en los procesos de diferenciación de los magmas lunares de los terrestres radican en el hecho de que en la Luna se llega muy raramente a la formación de rocas félsicas ricas en sílice.

Más tarde, se formaron grandes depresiones en la Luna, llamadas mares lunares, llenas de basaltos más jóvenes (3,2 - 4 mil millones de años). En general, estos basaltos tienen una composición cercana a los basaltos de la Tierra. Se distinguen por un bajo contenido en álcalis, especialmente sodio, y la ausencia de óxidos de hierro y minerales que contengan el grupo hidroxilo OH, lo que confirma la pérdida de componentes volátiles por la fusión y el ambiente reductor del vulcanismo. Rocas libres de feldespato conocidas en la Luna - piroxenitas y dunitas, probablemente componen el manto lunar, siendo un remanente de la fusión de rocas basálticas (la llamada restita), o su diferenciación pesada (cumulada). La corteza primitiva de Marte y Mercurio es similar a la corteza con cráteres de los continentes lunares. En Marte, además, el vulcanismo basáltico posterior está ampliamente desarrollado. También hay una corteza basáltica en Venus, pero los datos sobre este planeta aún son muy limitados.

El uso de datos de la planetología comparada permite afirmar que la formación de la corteza primitiva de los planetas terrestres se produjo como resultado de la cristalización de fundidos magmáticos que sufrieron mayor o menor diferenciación. El resquebrajamiento de esta protocorteza congelada con la formación de depresiones fue acompañado posteriormente por un vulcanismo basáltico.

A diferencia de otros planetas, la Tierra no tuvo la corteza más antigua. De manera más o menos confiable, la historia del vulcanismo de la Tierra se puede rastrear solo desde el Arcaico Temprano. Las fechas de edad más antiguas conocidas pertenecen a gneises arcaicos (3,8 - 4 mil millones de años) y granos del mineral circón (4,2 - 4,3 mil millones de años) en cuarcitas metamorfoseadas. Estas fechas son 500 millones de años más jóvenes que la formación de la Tierra. Se puede suponer que durante todo este tiempo la Tierra se desarrolló de manera similar a otros planetas del grupo terrestre. Desde hace aproximadamente 4 mil millones de años, se formó una protocorteza continental en la Tierra, que consiste en gneises, predominantemente de origen ígneo, que se diferencian de los granitos en contenidos más bajos de sílice y potasio y se denominan "gneises grises" o la asociación TTG, por el nombre de las tres rocas ígneas principales correspondientes a la composición de estos gneises: tonalitas, trondjemitas y granodioritas, sometidas posteriormente a un intenso metamorfismo. Sin embargo, los "gneises grises" difícilmente representaban la corteza primaria de la Tierra. También se desconoce qué tan extendidos estaban. A diferencia de las rocas mucho menos silicatadas de los continentes lunares (anortositas), estos grandes volúmenes de rocas félsicas no pueden obtenerse mediante la diferenciación de basaltos. La formación de "gneises grises" de origen ígneo es teóricamente posible solo durante la refundición de rocas de composición basáltica o komatita-basalto, que, debido a su gravedad, se han hundido en las profundidades del planeta. Por lo tanto, llegamos a la conclusión sobre la composición basáltica de la corteza, que es anterior al "gneis gris" que conocemos. La presencia de una corteza basáltica temprana se confirma mediante hallazgos en gneises "grises" arcaicos de bloques máficos metamorfoseados más antiguos. No se sabe si el magma original de los basaltos que formaron la corteza primitiva de la Tierra experimentó una diferenciación para formar anortositas de tipo lunar, aunque en teoría esto es bastante posible. La diferenciación intensiva en múltiples etapas de la materia planetaria, que condujo a la formación de rocas granitoides ácidas, se hizo posible debido al régimen hídrico establecido en la Tierra debido a la gran reserva de fluidos en su interior. El agua promueve la diferenciación y es muy importante para la formación de rocas ácidas.

Así, durante la época más antigua (katarquiana) y arcaica, principalmente como resultado de procesos de magmatismo, a los que se unió la sedimentación tras la formación de la hidrosfera, se formó la corteza terrestre. Comenzó a ser procesado intensamente por los productos de desgasificación activa de la Tierra primitiva con la adición de sílice y álcalis. La desgasificación se debió a la formación del núcleo interno sólido de la Tierra. Provocó los procesos de metamorfismo hasta la fusión con una acidificación general de la composición de la corteza. Entonces, ya en el Arcaico, la Tierra tenía todas las capas duras inherentes a ella: la corteza, el manto y el núcleo.

Las crecientes diferencias en el grado de permeabilidad de la corteza y del manto superior, debidas a diferencias en sus regímenes térmicos y geodinámicos, condujeron a la heterogeneidad de la composición de la corteza y a la formación de sus diferentes tipos. En áreas de compresión, donde la desgasificación y el ascenso a la superficie de los fundidos emergentes era difícil, estos últimos experimentaron una intensa diferenciación, y las rocas volcánicas básicas previamente formadas, al ser compactadas, se hundieron a una profundidad y se volvieron a fundir. Se formó una corteza protocontinental de dos capas, que tenía una composición contrastante: su parte superior estaba compuesta principalmente por rocas volcánicas ácidas e intrusivas, transformadas por procesos metamórficos en gneises y granulitas, la parte inferior estaba compuesta por rocas básicas, basaltos, komatitas y gabroides. Tal corteza era característica de los protocontinentes. La corteza protooceánica, que tenía una composición predominantemente basáltica, se formó en las áreas de extensión. A lo largo de las rupturas de la corteza protocontinental y en las zonas de su unión con la protooceánica, se formaron los primeros cinturones móviles de la Tierra (protogeosinclinales), caracterizados por una mayor actividad endógena. Incluso entonces, tenían una estructura compleja y consistían en zonas elevadas menos móviles que habían sufrido un intenso metamorfismo a alta temperatura y zonas de intensa extensión y hundimiento. Estos últimos fueron llamados cinturones de piedra verde, ya que las rocas que los componen adquirieron un color verde como resultado de procesos de metamorfismo a baja temperatura. El fraguado extensional de las primeras etapas de la formación de cinturones móviles fue reemplazado por el fraguado compresional predominante en el curso de la evolución, lo que condujo a la aparición de rocas félsicas y las primeras rocas de la serie calco-alcalina con andesitas (ver Fig. 1). Los cinturones móviles, que habían completado su desarrollo, se adhirieron a las áreas de desarrollo de la corteza continental y aumentaron su área. Según los conceptos modernos, del 60 al 85% de la corteza continental moderna se formó en el Arcaico, y su espesor era cercano al moderno, es decir, tenía entre 35 y 40 km.

A la vuelta del Arcaico y el Proterozoico (2700 - 2500 millones de años) comenzó una nueva etapa en el desarrollo del vulcanismo en la Tierra. Los procesos de fusión se hicieron posibles en la gruesa corteza formada en ese momento y aparecieron rocas más ácidas. Su composición ha cambiado significativamente, principalmente debido a un aumento en el contenido de sílice y potasio. Los granitos de potasio reales, que se fundieron de la corteza, fueron ampliamente utilizados. La intensa diferenciación de los fundidos basálticos del manto bajo la acción de los fluidos en los cinturones móviles, acompañada de la interacción con el material de la corteza, condujo a un aumento en el volumen de las andesitas (ver Fig. 1). Por lo tanto, además del vulcanismo del manto, el vulcanismo de la corteza y el manto-corteza mixto se volvieron cada vez más importantes. Al mismo tiempo, debido al debilitamiento de los procesos de desgasificación de la Tierra y el flujo de calor asociado a los mismos, se derrite un grado tan alto de fusión en el manto, que podría dar lugar a la formación de komatita ultrabásica (ver Fig. 1) , resultó ser imposible, y si ocurrieron, rara vez subieron a la superficie debido a su alta densidad en comparación con la corteza terrestre. Se diferenciaron en cámaras intermedias y sus derivados, basaltos menos densos, cayeron a la superficie. También se hicieron menos intensos los procesos de metamorfismo a alta temperatura y granitización, que adquirieron un carácter no areal, sino local. Con toda probabilidad, en esa época finalmente se formaron dos tipos de corteza terrestre (Fig. 3), correspondientes a continentes y océanos. Sin embargo, el tiempo de formación de los océanos aún no se ha determinado definitivamente.

En la etapa posterior del desarrollo de la Tierra, que comenzó hace 570 millones de años y se denomina Fanerozoico, se desarrollaron aún más aquellas tendencias que aparecieron en el Proterozoico. El vulcanismo es cada vez más diverso, adquiriendo claras distinciones en segmentos oceánicos y continentales. En las zonas de extensión en los océanos (dorsales de grietas oceánicas), los basaltos toleíticos hacen erupción, y en zonas de extensión similares en los continentes (grietas continentales), están unidos por rocas volcánicas alcalinas y, a menudo, dominadas por ellas. Los cinturones móviles de la Tierra, llamados geosinclinales, son magmáticamente activos durante decenas y cientos de millones de años, a partir del vulcanismo temprano de tholeita-basalto, que junto con rocas intrusivas ultrabásicas forman asociaciones de ofiolita en condiciones extensionales. Más tarde, a medida que la extensión se convierte en compresión, dan paso a un vulcanismo andesítico basáltico-riolítico y calcoalcalino contrastante, que floreció en el Fanerozoico. Después del plegamiento, la formación de granitos y la orogenia (crecimiento de montañas), el vulcanismo en los cinturones móviles se vuelve alcalino. Dicho vulcanismo suele poner fin a su actividad endógena.

La evolución del vulcanismo en los cinturones móviles del Fanerozoico repite la del desarrollo de la Tierra: desde el basalto homogéneo y las asociaciones contrastantes de basalto-riolita que prevalecieron en el Arcaico, a la acidez silícica continua con grandes volúmenes de andesitas y, finalmente, a las asociaciones alcalinas , que están prácticamente ausentes en el Arcaico. Esta evolución, tanto en cinturones individuales como en el conjunto de la Tierra, refleja una disminución general de la permeabilidad y un aumento de la rigidez de la corteza terrestre, lo que determina un mayor grado de diferenciación de los fundidos magmáticos del manto y su interacción con el material de la corteza terrestre, una profundización del nivel de formación de magma y una disminución en el grado de fusión. Lo anterior está relacionado con el cambio en los parámetros internos del planeta, en particular con la disminución general del flujo de calor global desde su interior, que se estima entre 3 y 4 veces menor que en las primeras etapas del desarrollo de la Tierra. En consecuencia, también disminuyen los flujos ascendentes locales de fluidos resultantes de la desgasificación periódica del subsuelo. Son ellos los que provocan el calentamiento de áreas individuales (cinturones móviles, grietas, etc.) y su actividad magmática. Estos flujos se forman en relación con la acumulación de componentes ligeros en el frente de cristalización del núcleo líquido exterior en protuberancias-trampas separadas que flotan hacia arriba, formando chorros convectivos.

La actividad endógena es periódica. Provocó la presencia de grandes pulsaciones de la Tierra con predominio alternante de magmatismo básico y ultrabásico, fijando extensión, y volcanismo calco-alcalino, formación granítica y metamorfismo, fijando el predominio de compresión. Esta periodicidad determina la presencia de ciclos magmáticos y tectónicos, que, por así decirlo, se superponen al desarrollo irreversible de la Tierra.

¿DÓNDE OCURREN LOS EVENTOS VOLCANICOS EN EL CENOSIOICO?

Las estructuras geológicas donde se forman las rocas volcánicas en la etapa más joven, el Cenozoico, del desarrollo de la Tierra, que comenzó hace 67 millones de años, se encuentran tanto dentro de los segmentos oceánicos como continentales de la Tierra. Los primeros incluyen dorsales oceánicas y numerosos volcanes en el fondo del océano, los más grandes de los cuales forman islas oceánicas (Islandia, Hawai, etc.). Todos ellos se caracterizan por un ambiente de alta permeabilidad de la corteza terrestre (Fig. 4). En los continentes, en un escenario similar, los volcanes erupcionan, asociados a zonas de gran extensión - rifts continentales (África Oriental, Baikal, etc.). En condiciones de compresión predominante, el vulcanismo ocurre en estructuras montañosas, que actualmente son cinturones móviles intracontinentales activos (Cáucaso, Cárpatos, etc.). Los cinturones móviles en los márgenes de los continentes (los llamados márgenes activos) son peculiares. Se desarrollan principalmente a lo largo de la periferia del Océano Pacífico, y en su margen occidental, como en los antiguos cinturones móviles, combinan zonas de compresión predominante -arcos insulares (Kurilo-Kamchatka, Tonga, Aleutianas, etc.) y zonas de intensa extensión - mares marginales traseros (japonés, filipino, coralino, etc.). En los cinturones móviles del margen oriental del Océano Pacífico, la extensión es menos significativa. En el borde del continente americano hay cadenas montañosas (Andes, Cordillera), que son análogos de arcos de islas, en cuya parte posterior hay depresiones continentales, análogos de mares marginales, donde prevalece la situación de estiramiento. En condiciones de alta permeabilidad, como siempre en la historia de la Tierra, el manto se derrite y en las estructuras oceánicas tienen una alcalinidad predominantemente normal, mientras que en las estructuras continentales han aumentado y son altas. En ambientes de compresión predominante en la corteza continental, además de las rocas del manto, las rocas de origen mixto manto-corteza (andesitas) y corteza (algunas rocas volcánicas félsicas y granitos) están muy extendidas (Fig. 5).

Si tenemos en cuenta las características de la etapa moderna del desarrollo de la Tierra, que incluyen la alta intensidad del proceso de formación de los océanos y el desarrollo generalizado de zonas de rift en los continentes, queda claro que en la etapa de desarrollo del Cenozoico predomina la extensión. y, como consecuencia, el manto asociado, principalmente volcanismo basáltico, está muy extendido, especialmente intenso en los océanos.

CÓMO EL VOLCANISMO ESTÁ TRANSFORMANDO LA CORTEZA TERRESTRE

Incluso a principios del siglo pasado, se notó que las rocas forman asociaciones que se repiten regularmente, llamadas formaciones geológicas, más estrechamente relacionadas con las estructuras geológicas que con las rocas individuales. Las filas de formaciones que se reemplazan entre sí en el tiempo se denominan temporales, y las que se reemplazan en el espacio se denominan filas de formaciones laterales. Juntos, permiten descifrar las principales etapas en el desarrollo de estructuras geológicas y son indicadores importantes en la restauración de escenarios geológicos del pasado. Las formaciones volcánicas, incluidas las rocas volcánicas, los productos de su lavado y redeposición y, a menudo, las rocas sedimentarias, son más convenientes para estos fines que las intrusivas, ya que son miembros de secciones estratificadas, lo que permite determinar con precisión el tiempo de su formación. formación.

Hay dos tipos de series de formaciones volcánicas. La primera, denominada homódroma, se inicia con rocas básicas - basaltos, dando paso a formaciones con volúmenes progresivamente crecientes de rocas medias y ácidas. La segunda serie es antidrómica, comenzando con formaciones de composición predominantemente félsica con un aumento del papel del vulcanismo básico hacia el final de la serie. El primero, por lo tanto, está asociado con el vulcanismo del manto y la alta permeabilidad de la corteza, y solo a medida que la permeabilidad disminuye y la corteza se calienta por el calor profundo, el segundo comienza a participar en la formación de magma. La serie antidrómica es característica de estructuras geológicas con corteza continental gruesa y poco permeable, cuando la penetración directa del manto se derrite a la superficie es difícil. Interactúan con el material de la corteza terrestre tanto más intensamente cuanto más se calienta. Las formaciones de basalto aparecen solo más tarde, cuando la corteza se agrieta bajo la presión de los magmas del manto.

Las series homodrómicas de formaciones volcánicas son características de los océanos y de los cinturones móviles geosinclinales y reflejan, respectivamente, la formación de la corteza oceánica y continental. Las series antidrómicas son características de las estructuras que se asientan sobre la corteza continental calentada tras el ciclo previo de magmatismo. Ejemplos típicos son los mares marginales y las fisuras continentales que aparecen inmediatamente después de la orogenia (fisuras epirogénicas). Desde el inicio de los ciclos magmáticos aparecen en ellos rocas manto-cortezas y corticales de composición intermedia y ácida, dando paso a las básicas a medida que se va destruyendo (destrucción) la corteza continental. Si este proceso llega lo suficientemente lejos, como, por ejemplo, en los mares marginales, la corteza continental es reemplazada por una oceánica como resultado de un conjunto complejo de procesos, incluida la extensión.

Los procesos de transformación de la corteza en cinturones móviles de desarrollo a largo plazo del tipo geosinclinal, que son muy heterogéneos en sus estructuras, son los más diversos y multidireccionales. Contienen estructuras tanto con un régimen de extensión como con un régimen de compresión, y el tipo de transformación de la corteza depende del predominio de ciertos procesos. Sin embargo, por regla general, dominan los procesos de formación de una nueva corteza continental, que se adhiere a la previamente formada, aumentando su área. Pero esto no siempre sucede, ya que, a pesar de las vastas áreas ocupadas por cinturones móviles de diferentes edades, la gran mayoría de la corteza continental es de edad Arcaica. En consecuencia, la destrucción de la corteza continental ya formada también tuvo lugar dentro de los cinturones móviles. Esto también se evidencia por el corte de las estructuras de los márgenes de los continentes por la corteza oceánica.

El vulcanismo refleja la evolución de la Tierra durante su historia geológica. La irreversibilidad del desarrollo de la Tierra se expresa en la desaparición o disminución brusca del volumen de algunos tipos de rocas (por ejemplo, las comatitas) junto con la aparición o aumento del volumen de otras (por ejemplo, las rocas alcalinas). La tendencia general de la evolución indica una atenuación gradual de la actividad profunda (endógena) de la Tierra y un aumento en los procesos de procesamiento de la corteza continental durante la formación del magma.

El vulcanismo es un indicador de las condiciones geodinámicas de extensión y compresión predominantes que existen en la Tierra. Tipomórfico para el primero es vulcanismo del manto, para el segundo, manto-corteza y corteza.

El vulcanismo refleja la presencia de la ciclicidad en el contexto del desarrollo irreversible general de la Tierra. La ciclicidad determina la repetibilidad de las series de formación en una tomada por separado y en un tiempo diferente, pero el mismo tipo de estructuras geológicas.

La evolución del vulcanismo en las geoestructuras de la Tierra es un indicador de la formación de la corteza terrestre y su destrucción (destrucción). Estos dos procesos transforman continuamente la corteza terrestre, efectuando el intercambio de materia entre las capas sólidas de la tierra - la corteza y el manto.

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Tatyana Ivanovna Frolova - Profesora del Departamento de Petrología, Facultad de Geología, Universidad Estatal Lomonosov de Moscú MV Lomonosov, Profesor de Honor de la Universidad Estatal de Moscú, miembro de pleno derecho de la Academia de Ciencias Naturales (RANS) y de la Academia Internacional de Ciencias de la Educación Superior; especialista en el campo del vulcanismo de los cinturones móviles de la Tierra - antiguo (Urales) y moderno (margen activo del Pacífico Occidental); autor de las monografías: "Volcanismo geosinclinal" (1977), "Origen de las series volcánicas de los arcos de islas" (1987), "Magmatismo y transformación de la corteza terrestre de márgenes activos" (1989), etc.

VOLCANISMO, conjunto de procesos endógenos asociados a la formación y movimiento de magma en las entrañas de la Tierra y su erupción en la superficie terrestre, el fondo de los mares y océanos. Es una parte integral del magmatismo. En el proceso de vulcanismo, las cámaras de magma se forman en las profundidades de la tierra, las rocas alrededor de las cuales pueden cambiar bajo la influencia de la alta temperatura y la acción química del magma. Cuando el derretimiento magmático llega a la superficie de la Tierra, se observa la manifestación más espectacular del vulcanismo: una erupción volcánica, que consiste en el derramamiento o chorro de lava líquida (efusión), exprimiendo lava viscosa (extrusión), destrucción de la estructura volcánica por una explosión y eyección de productos sólidos de la actividad volcánica (explosión). Como resultado de erupciones de diferentes tipos y fuerzas, se forman volcanes de varias formas y tamaños, se forman rocas volcánicas. El vulcanismo está asociado con los fenómenos que preceden (precursores), acompañan y completan (fenómenos posvolcánicos) las erupciones volcánicas. Los precursores observados desde varias horas hasta varios siglos antes de la erupción incluyen algunos terremotos volcánicos, deformaciones de la superficie terrestre y estructuras volcánicas, fenómenos acústicos, cambios en los campos geofísicos, composición e intensidad de los gases fumarólicos (de volcanes activos), etc.

Fenómenos observados durante las erupciones: explosiones volcánicas, ondas de choque asociadas, saltos bruscos en la presión atmosférica, nubes eruptivas (eruptivas) electrificadas con fuegos Elmo, relámpagos, caída de cenizas volcánicas y lluvias ácidas, aparición de lahares (flujos de lodolita), formación de un tsunami - durante la caída al agua de grandes volúmenes de deslizamientos de tierra y depósitos explosivos. Los fenómenos volcánicos también incluyen una disminución en el nivel de radiación solar y temperatura, la aparición de puestas de sol de color púrpura causadas por la nubosidad de la atmósfera por polvo volcánico y aerosoles durante erupciones explosivas catastróficas. Después de las erupciones, se observan fenómenos posvolcánicos asociados con el enfriamiento de la cámara magmática: salidas de gases volcánicos (fumarolas) y aguas termales (fuentes termales, géiseres, etc.).

Según el lugar de manifestación, el vulcanismo se distingue terrestre, submarino y subaéreo (subacuático-superficial); de acuerdo con la composición de los productos de la erupción: basalto-andesita-riolita secuencialmente diferenciados, basalto-riolita diferenciado por contraste (bimodal), alcalino, alcalino-ultrabásico, básico, ácido y otro vulcanismo es más característico de los límites convergentes de las placas litosféricas, donde en el proceso de su contrainteracción se forman cinturones volcánicos (isla-arco y marginal-continental) sobre la zona de subducción (subducción) de una placa debajo de otra o en el área de colisión (colisión) de sus partes continentales. El vulcanismo también se manifiesta ampliamente en los límites divergentes de las placas litosféricas, confinadas a las dorsales oceánicas, donde, a medida que las placas se separan en el curso de la actividad volcánica submarina, se produce una nueva formación de la corteza oceánica. El vulcanismo también es característico de las partes internas de las placas litosféricas: estructuras de puntos calientes, sistemas de grietas continentales, provincias de trampas de los continentes y mesetas de basalto intraoceánicas.

El vulcanismo comenzó en las primeras etapas del desarrollo de la Tierra y se convirtió en uno de los principales factores en la formación de la litosfera, la hidrosfera y la atmósfera. El desarrollo de las tres capas debido al vulcanismo continúa: el volumen de rocas en la litosfera aumenta anualmente en más de 5 a 10 km 3 y un promedio de 50 a 100 millones de toneladas de gases volcánicos por año ingresan a la atmósfera, algunos de los cuales se gasta en la transformación de la hidrosfera. Muchos yacimientos de minerales metálicos (oro, plata, metales no ferrosos, arsénico, etc.) y no metálicos (azufre, boratos, materiales de construcción naturales, etc.), así como recursos geotérmicos, están genéticamente asociados con el vulcanismo.

Se han identificado manifestaciones de vulcanismo en todos los planetas del grupo terrestre. En Mercurio, Marte y la Luna, el vulcanismo probablemente ya ha terminado (o casi ha terminado), y continúa intensamente solo en Venus. A finales del siglo XX - principios del siglo XXI, se descubrieron formas volcánicas y actividad volcánica en curso en los satélites de Júpiter y Saturno: Europa, Io, Calisto, Ganímedes, Titán. En Europa e Io, se observa un tipo específico de volcanismo: criovolcanismo (erupción de hielo y gas).

Lit.: Melekestsev IV Vulcanismo y formación de relieves. M., 1980; Rast H. Volcanes y vulcanismo. M., 1982; Vlodavets V. I. Manual de vulcanología. M., 1984; Markhinin E.K. Vulcanismo. M, 1985.

VOLCANISMO
un conjunto de procesos y fenómenos asociados con el movimiento del magma (junto con gases y vapor) en el manto superior y la corteza terrestre, su efusión en forma de lava o eyección a la superficie durante las erupciones volcánicas (ver también VOLCANES). A veces, grandes volúmenes de magma se enfrían y solidifican antes de llegar a la superficie de la Tierra; en este caso forman intrusiones ígneas.

INTRUSIONES MAGMATICAS
Los tamaños y formas de los cuerpos intrusivos se pueden juzgar cuando están al menos parcialmente expuestos por la erosión. La mayoría de las intrusiones se formaron a profundidades significativas (cientos y miles de metros) y se encuentran bajo una gruesa capa de rocas, y solo unas pocas alcanzaron la superficie en el proceso de formación. Cuerpos intrusivos relativamente pequeños quedaron completamente expuestos como resultado de la erosión posterior. Teóricamente, los cuerpos intrusivos vienen en cualquier tamaño y forma, pero por lo general se pueden atribuir a una de las variedades, que se caracteriza por un tamaño y una forma determinados. Los diques son cuerpos en forma de placa de rocas ígneas intrusivas, claramente delimitados por paredes paralelas, que penetran las rocas huésped (o se encuentran discordantes con ellas). Los diques varían en diámetro desde varias decenas de centímetros hasta decenas y cientos de metros, sin embargo, por regla general, no superan los 6 m y su longitud puede alcanzar varios kilómetros. Normalmente en una misma zona hay numerosos diques, de edad y composición similares. Uno de los mecanismos de formación de diques es el relleno de grietas en rocas huésped con fusión magmática. El magma expande las grietas y funde y absorbe parcialmente las rocas circundantes, formando y llenando la cámara. Cerca del contacto con la roca de la pared, debido al enfriamiento relativamente rápido, los diques suelen tener una estructura de grano fino. La roca huésped puede verse alterada por la acción térmica del magma. Los diques suelen ser más resistentes a la erosión que las rocas de las paredes y sus afloramientos forman crestas o paredes estrechas. Los umbrales son intrusiones laminadas similares a los diques, pero ocurren de conformidad con capas (generalmente horizontales) de roca huésped. Los umbrales son similares en grosor y longitud a los diques, y los umbrales más gruesos ocurren con mayor frecuencia. El alféizar de Palisade, en el área de la famosa orilla del río Hudson frente a Nueva York, tenía originalmente más de 100 m de espesor y ca. 160 kilómetros El grosor del alféizar de Wyn en el norte de Inglaterra supera los 27 m. Los lacolitos son cuerpos intrusivos lenticulares con superficies superiores convexas o abovedadas y superficies inferiores relativamente planas. Al igual que los umbrales, se encuentran en conformidad con las capas de los depósitos envolventes. Los lacolitos se forman a partir del magma que fluye a través de canales de suministro en forma de dique desde abajo o desde el alféizar, como los lacolitos bien conocidos en las Montañas Henry en Utah, que tienen varios kilómetros de ancho. Sin embargo, también se encuentran lacolitos más grandes. Las bismalitas son una variedad especial de lacolitos: intrusiones cilíndricas, rotas por grietas o fallas, con una parte central elevada. Las lopolitas son cuerpos intrusivos lenticulares muy grandes, cóncavos en la parte central (en forma de platillo), que se presentan más o menos de acuerdo con las estructuras de las rocas huésped. Uno de los lopolitos más grandes (unos 500 km de diámetro) se encontró en Transvaal (Sudáfrica). Otro lopolito bastante grande se encuentra en la zona del yacimiento de níquel de Sudbury (Ontario, Canadá). Los batolitos son grandes cuerpos intrusivos de forma irregular que se expanden hacia abajo, alcanzando una profundidad considerable (por regla general, sus suelas no quedan expuestas por la erosión). El área de batolitos puede alcanzar varios miles de kilómetros cuadrados. Se encuentran a menudo en las partes centrales de las montañas plegadas, donde su rumbo generalmente corresponde al del sistema montañoso. Sin embargo, por lo general los batolitos atraviesan las estructuras principales. Los batolitos están compuestos por granitos de grano grueso. La superficie del batolito puede ser muy irregular con excrecencias, protuberancias y procesos. Además, en la parte superior del batolito se pueden ubicar grandes prismas de rocas madre, que se denominan remanentes de techo. Como muchos otros cuerpos intrusivos, los batolitos están rodeados por una zona (halo) de rocas alteradas (metamorfoseadas) como resultado de la acción térmica del magma. El tamaño de los batolitos es tan grande que aún no está del todo claro cómo se produce su intrusión. Se ha sugerido que la formación de la cámara batolítica ocurre como resultado del colapso de grandes bloques de roca madre en magma fundido, y luego su absorción, fusión y asimilación por el magma (la llamada hipótesis del colapso magmático). Una hipótesis menos común es que las rocas batolíticas graníticas son rocas de pared refundidas y recristalizadas con una pequeña adición de nuevo material ígneo (la hipótesis de la granitización). Stocks: similares a los batolitos, pero más pequeños. Convencionalmente, los stocks se definen como cuerpos intrusivos batolíticos con un área menor a 100 km2. Algunos de ellos son protuberancias abovedadas en la superficie del batolito. Los cuellos son cuerpos intrusivos cilíndricos que llenan las chimeneas de los volcanes, por lo general tienen un diámetro de no más de 1,5 km. Los cuellos volcánicos son más fuertes que las rocas huésped, por lo que, después de la destrucción de las estructuras volcánicas por la erosión, permanecen en el relieve en forma de torres o colinas empinadas.
Otras intrusiones magmáticas. Hay una gran cantidad de variedades de pequeños cuerpos intrusivos que son más raros que los discutidos anteriormente. Entre ellos, se destacan los facolitos, cuerpos lenticulares biconvexos que se presentan de manera conformable, generalmente formados en las crestas de los anticlinales o en las depresiones (bisagras) de los sinclinales; apófisis: ramas de cuerpos intrusivos más grandes que tienen una forma irregular; diques cónicos, o capas cónicas, diques en forma de arco, que se sumergen suavemente hacia el centro del arco, presumiblemente formados como resultado del relleno de grietas concéntricas sobre las cámaras de magma; diques anulares - diques verticales, que tienen una forma redonda u ovalada en planta y se forman durante el relleno de fallas anulares que ocurren durante el hundimiento de la masa ígnea subyacente.

Enciclopedia Collier. - Sociedad Abierta. 2000 .

Sinónimos:

Vea qué es "VOLCANISMO" en otros diccionarios:

1) una doctrina geológica que atribuye la formación de la corteza terrestre y los levantamientos en el globo a la acción del fuego. 2) lo mismo que el plutonismo. Diccionario de palabras extranjeras incluidas en el idioma ruso. Chudinov A.N., 1910. VOLCANISMO El sistema de geólogos, ... ... Diccionario de palabras extranjeras del idioma ruso.

Conjunto de procesos y fenómenos asociados al movimiento de magmas. masas y, a menudo, productos de gas y agua que acompañan desde las partes profundas de la corteza terrestre hasta la superficie. En sentido estricto, V. la totalidad de los fenómenos asociados al volcán. y acompañándola... ... Enciclopedia geológica

La totalidad de los fenómenos provocados por la penetración del magma desde las profundidades de la Tierra hasta su superficie... Gran diccionario enciclopédico

El proceso geológico causado por la actividad del magma en la profundidad de la superficie terrestre... Términos geológicos

VOLCANISMO, actividad volcánica. El término es general para todos los aspectos del proceso: erupciones de masas fundidas y gaseosas, la formación de montañas y cráteres, la aparición de flujos de lava, géiseres y fuentes termales... Diccionario enciclopédico científico y técnico.

VOLCANISMO, vulcanismo, pl. No, esposo. (geol.). La actividad de las fuerzas internas del globo, que conduce a un cambio en la estructura geológica de la corteza terrestre y se acompaña de erupciones volcánicas, terremotos. Diccionario explicativo de Ushakov. D.N. Ushakov. 1935... Diccionario explicativo de Ushakov

Exist., número de sinónimos: 1 criovolcanismo (1) Diccionario de sinónimos ASIS. VN Trishin. 2013... Diccionario de sinónimos

vulcanismo- a, m.volcanismo m. Alemán Conjunto de fenómenos asociados con el movimiento de una masa líquida fundida (magma) en la corteza terrestre y su derramamiento sobre la superficie de la Tierra. BAS 2. Aquí ... para un área aproximadamente igual a toda el área de Bélgica ... ... Diccionario histórico de galicismos de la lengua rusa

vulcanismo- Un proceso endógeno asociado con el movimiento de magmas y productos gas-agua asociados desde zonas profundas hacia la superficie. [Glosario de términos y conceptos geológicos. Universidad Estatal de Tomsk] Temas geología, geofísica Generalización ... ... Manual del traductor técnico

vulcanismo- Conjunto de procesos y fenómenos asociados a la efusión de magma sobre la superficie de la Tierra. Sin.: actividad volcánica… Diccionario de Geografía

Erupción volcánica en Io ... Wikipedia

Libros

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El magmatismo es un conjunto de procesos y fenómenos asociados a la actividad del magma. El magma es una masa fundida de silicato natural, líquida y ardiente, enriquecida en componentes volátiles (H 2 O, CO 2 , CO, H 2 S, etc.). Los magmas bajos en silicatos y sin silicatos son raros. La cristalización del magma conduce a la formación de rocas ígneas (ígneas).

La formación de fusiones magmáticas ocurre como resultado de la fusión de áreas locales del manto o de la corteza terrestre. La mayoría de los centros de fusión están ubicados a profundidades relativamente bajas en el rango de 15 a 250 km.

Hay varias razones para la fusión. La primera razón está asociada con el rápido ascenso de materia plástica caliente desde la región de alta a la región de baja presión. Una disminución de la presión (en ausencia de un cambio significativo en la temperatura) conduce al inicio de la fusión. La segunda razón está relacionada con el aumento de la temperatura (en ausencia de un cambio de presión). El motivo del calentamiento de las rocas suele ser la intrusión de magmas calientes y el flujo de fluidos que los acompaña. La tercera razón está asociada a la deshidratación de minerales en las zonas profundas de la corteza terrestre. El agua, liberada durante la descomposición de los minerales, reduce drásticamente (decenas - cientos de grados) la temperatura del comienzo de la fusión de las rocas. Así, comienza la fusión debido a la aparición de agua libre en el sistema.

Los tres mecanismos considerados de generación de fusión a menudo se combinan: 1) el ascenso de la materia astenosférica en el área de baja presión conduce al comienzo de su fusión - 2) el magma formado se entromete en el manto litosférico y la corteza inferior, lo que lleva a fusión parcial de las rocas que las componen - 3) el ascenso de los fundidos hacia zonas menos profundas de la corteza, donde están presentes minerales que contienen hidroxilo (micas, anfíboles), conduce, a su vez, al derretimiento de las rocas durante la liberación de agua.

Hablando sobre los mecanismos de generación de fusión, se debe tener en cuenta que, en la mayoría de los casos, no se produce una fusión completa, sino solo parcial del sustrato (rocas que se derriten). El centro de fusión resultante es una roca sólida penetrada por capilares llenos de masa fundida. La evolución posterior de la cámara está asociada con la extracción de este fundido o con un aumento en su volumen, lo que lleva a la formación de una "papilla magmática": magma saturado con cristales refractarios. Al alcanzar el 30-40% en volumen de la masa fundida, esta mezcla adquiere las propiedades de un líquido y se exprime hacia la región de presiones más bajas.

La movilidad del magma está determinada por su viscosidad, que depende de la composición química y la temperatura. La viscosidad más baja la poseen los magmas del manto profundo, que tienen una temperatura alta (hasta 1600-1800 0 C en el momento de la generación) y contienen poca sílice (SiO 2). La viscosidad más alta es inherente a los magmas que han surgido debido a la fusión del material de la corteza continental superior durante la deshidratación de los minerales: se forman a una temperatura de 700-600 0 C y están saturados al máximo con sílice.

La masa fundida exprimida de los poros intergranulares se filtra hacia arriba a una velocidad de varios centímetros a varios metros por año. Si se introducen volúmenes significativos de magma a lo largo de grietas y fallas, la tasa de ascenso es mucho mayor. Según los cálculos, la tasa de ascenso de algunos magmas ultrabásicos (cuya salida en la superficie condujo a la formación de raras rocas ultrabásicas efusivas - komatiitas) alcanzó 1-10 m/s.

Patrones de evolución del magma y formación de rocas ígneas

La composición y las características de las rocas formadas a partir del magma están determinadas por una combinación de los siguientes factores: la composición inicial del magma, los procesos de su evolución y las condiciones de cristalización. Todas las rocas ígneas se dividen en 6 órdenes según su acidez silícica:

Las fusiones magmáticas provienen del manto o se forman como resultado de la fusión de rocas en la corteza terrestre. Como es sabido, la composición química del manto y la corteza son diferentes, lo que determina principalmente las diferencias en la composición de los magmas. Los magmas que surgen de la fusión de las rocas del manto, como estas mismas rocas, están enriquecidos en óxidos básicos: FeO, MgO, CaO, por lo tanto, dichos magmas tienen una composición ultrabásica y básica. Durante su cristalización se forman rocas ígneas ultrabásicas y básicas, respectivamente. Los magmas que surgen de la fusión de rocas de la corteza empobrecidas en óxidos básicos pero fuertemente enriquecidas en sílice (un óxido ácido típico) tienen una composición ácida; durante su cristalización se forman rocas ácidas.

Sin embargo, los magmas primarios en el curso de la evolución a menudo sufren cambios de composición significativos asociados con los procesos de cristalización, diferenciación, segregación e hibridación, lo que da lugar a una variedad de rocas ígneas.

diferenciación por cristalización. Como es sabido, según la serie de Bowen, no todos los minerales cristalizan simultáneamente: los olivinos y los piroxenos son los primeros en separarse de la masa fundida. Al tener una densidad mayor que la masa fundida residual, si la viscosidad del magma no es demasiado alta, se asientan en el fondo de la cámara de magma, lo que evita que sigan reaccionando con la masa fundida. En este caso, el fundido residual diferirá en la composición química del original (porque algunos de los elementos están incluidos en la composición de los minerales) y enriquecido en componentes volátiles (no están incluidos en los minerales de cristalización temprana). En consecuencia, los minerales de cristalización temprana en este caso forman una roca, y el magma restante formará otras rocas de diferente composición. Los procesos de diferenciación por cristalización son típicos de las fusiones básicas; La precipitación de minerales fémicos conduce a la formación de capas en la cámara magmática: su parte inferior adquiere una composición ultramáfica, mientras que su parte superior adquiere una básica. En condiciones favorables, la diferenciación puede conducir a la liberación de un pequeño volumen de fusión félsica del magma máfico primario (que se ha estudiado en el ejemplo de los lagos de lava congelados Alae en las islas de Hawai y los volcanes en Islandia).

Segregación es un proceso de separación de magma con una disminución de la temperatura en dos fundidos inmiscibles con diferentes composiciones químicas (en la forma más general, el curso de este proceso puede representarse como el proceso de separación de agua y aceite de su mezcla). En consecuencia, rocas de diferente composición cristalizarán a partir de los magmas separados.

hibridismo ("híbrido" - una mezcla) es el proceso de mezcla de magmas de diferente composición o asimilación de rocas huésped por el magma. Interactuando con rocas hospedantes de diferente composición, capturando y procesando sus fragmentos, el fundido ígneo se enriquece con nuevos componentes. El proceso de fusión o asimilación completa de material extraño por el magma se denota con el término asimilación ("assimillato" - asimilación). Por ejemplo, la interacción de magmas máficos con rocas de paredes félsicas produce rocas híbridas de composición intermedia. O, por el contrario, la intrusión de magmas silícicos en rocas ricas en óxidos básicos también puede dar lugar a la formación de rocas intermedias.

También hay que tener en cuenta que durante la evolución de la masa fundida se pueden combinar los procesos anteriores.

Es más, Se pueden formar diferentes rocas a partir de la misma composición química del magma.. Esto se debe a las diferentes condiciones de cristalización del magma y, sobre todo, a la profundidad.

De acuerdo con las condiciones de profundidad de formación (o sobre la base de las facies), las rocas ígneas se dividen en rocas intrusivas o profundas y efusivas o erupcionadas. rocas intrusivas se forman durante la cristalización de la fusión magmática a una profundidad en los estratos rocosos; Dependiendo de la profundidad de formación, se dividen en dos facies: 1) rocas abisales formado a una profundidad considerable (varios km), y 2) hipabisal, que se formaron a una profundidad relativamente baja (alrededor de 1-3 km). rocas efusivas se forman como resultado de la solidificación de la lava vertida sobre la superficie o el fondo de los océanos.

Así, se distinguen las siguientes facies principales: abisal, hipabisal y efusiva. Además de las tres facies nombradas, también hay subvolcánico y vena razas Los primeros se forman en condiciones cercanas a la superficie (hasta unos pocos cientos de metros) y tienen un gran parecido con las rocas efusivas; estos últimos están cerca de hipabisales. Las rocas efusivas suelen ir acompañadas de piroclástico formaciones constituidas por fragmentos de efusivos, sus minerales y vidrio volcánico.

Dibujo - facies

Las diferencias significativas en la naturaleza de la manifestación de los procesos magmáticos en condiciones superficiales y profundas hacen necesario distinguir entre procesos intrusivos y efusivos.

Magmatismo intrusivo

Los procesos intrusivos están asociados con la formación y el movimiento de magma debajo de la superficie terrestre. Los fundidos magmáticos formados en las profundidades de la Tierra tienen una densidad inferior a la de las rocas sólidas circundantes y, al ser móviles, penetran en los horizontes suprayacentes. El proceso de intrusión de magma se denomina intrusión (de "intrusio" - implementación). Si el magma se solidifica antes de llegar a la superficie (entre las rocas huésped), se forman cuerpos intrusivos. Con relación a las rocas huésped, las intrusiones se dividen en consonantes(concordante) y disidentes(discordante). Los primeros se encuentran de acuerdo con las rocas huésped, sin traspasar los límites de sus capas; estos últimos tienen contactos secantes. Según la forma, se distinguen una serie de variedades de cuerpos intrusivos.

Las formas consonantes de intrusivos incluyen sill, lopolith, laccolith y otras menos comunes. silla son cuerpos intrusivos similares a láminas conformables formados bajo las condiciones de estiramiento de la corteza terrestre. Su espesor varía de decenas de cm a cientos de metros.La intrusión de un gran número de umbrales en el estrato en capas forma algo así como un pastel de capas. Al mismo tiempo, como resultado de la erosión, fuertes rocas ígneas en el relieve forman "escalones" ( inglés "alféizar" - umbral). Estos alféizares de varios niveles compuestos de rocas máficas están muy extendidos en la plataforma siberiana (como parte de la sineclisa de Tunguska), en Hindustan (Dean) y otras plataformas. lopolitas- Son grandes cuerpos intrusivos consonánticos en forma de platillo. El grosor de los lopolitos alcanza cientos de metros y el diámetro es de decenas de kilómetros. El más grande es Bushveld en Sudáfrica. Formado bajo condiciones de extensión tectónica y hundimiento. Lacolitos- un cuerpo intrusivo consonante con forma de hongo. El techo del lacolito tiene forma de arco convexo, la suela suele ser horizontal. Las intrusiones de las Montañas Henry en América del Norte son un ejemplo clásico. Se forman bajo condiciones de presión significativa de magma intruso sobre rocas huésped estratificadas. Son intrusiones poco profundas, ya que en horizontes profundos la presión del magma no puede superar la presión de los poderosos estratos de las rocas suprayacentes.

Las discordancias más comunes incluyen diques, vetas, stocks y batolitos. Dique- un cuerpo intrusivo discontinuo con forma de placa. Se forman en condiciones hipabisales y subvolcánicas cuando el magma se emplaza a lo largo de fallas y fisuras. Como resultado de procesos exógenos, los diques sedimentarios que los rodean se destruyen más rápido que los diques que se forman en ellos, por lo que, en el relieve, estos últimos se asemejan a paredes destruidas ( nombre del ingles "dique", "dique" - una barrera, un muro de piedra). venas llamados pequeños cuerpos secantes de forma irregular. Valores (de él. "Stock" - palo, tronco) es un cuerpo columnar intrusivo discordante. Las mayores intrusiones son batolitos, incluyen cuerpos intrusivos con un área de más de 200 km 2 y un espesor de varios km. Los batolitos están compuestos de rocas abisales ácidas formadas durante el derretimiento de la corteza terrestre en áreas de formación de montañas. Cabe señalar que los granitoides que componen los batolitos se forman como resultado de la fusión de rocas "siálicas" sedimentarias primarias (granitos S) y durante la fusión de rocas magmáticas primarias, incluidas las rocas "fémicas" básicas (granitos I). ). Esto se ve facilitado por el procesamiento preliminar de las rocas originales (sustrato) por fluidos profundos, que introducen álcalis y sílice en ellas. Los magmas formados como resultado de la fusión a gran escala pueden cristalizar en el lugar de su formación, creando intrusiones autóctonas, o inmiscuirse en las rocas huésped - intrusiones alóctonas.

Todos los grandes cuerpos intrusivos profundos (batolitos, stocks, lopolitas, etc.) a menudo se combinan bajo el término general plutones. Sus ramas más pequeñas se llaman apófisis.

Formas de ocurrencia de cuerpos intrusivos

Al interactuar con las rocas huésped ("marco"), el magma tiene un efecto térmico y químico sobre ellas. Se está perforando la zona de cambio en la parte de contacto cercano de las rocas huésped. exocontacto. El espesor de tales zonas puede variar desde unos pocos centímetros hasta decenas de kilómetros, dependiendo de la naturaleza de las rocas huésped y la saturación del magma con fluidos. La intensidad de los cambios también puede variar significativamente: desde la deshidratación y ligera compactación de las rocas hasta el reemplazo completo de la composición original por nuevas paragenias minerales. Por otro lado, el magma mismo cambia su composición. Esto ocurre más intensamente en las partes marginales de la intrusión. La zona de rocas ígneas alteradas en la parte marginal de la intrusión se denomina endocontacto zona. Las zonas de endocontacto (facies) se caracterizan no solo por cambios en la composición química (y, como resultado, mineral) de las rocas, sino también por diferencias en las características estructurales y texturales, a veces por saturación. xenolitos(capturado por inclusiones de magma) de rocas huésped. Al estudiar y mapear territorios en los que se combinan varios cuerpos intrusivos, la correcta identificación de fases y facies es de gran importancia. Cada fase de implementación son cuerpos ígneos formados por la intrusión de una porción de magma. Los cuerpos pertenecientes a diferentes fases de penetración están separados por contactos secantes. La diversidad de facies puede estar asociada no solo a la presencia de varias fases, sino también a la formación de zonas de endocontacto. Para las facies de endocontacto, es característica la presencia de transiciones graduales entre rocas (debido a la disminución de la influencia de las rocas hospedantes con la distancia al contacto), en lugar de límites definidos.

Procesos volcánicos

Los deshielos y los gases liberados en las entrañas del planeta pueden llegar a la superficie, lo que lleva a erupción volcánica- el proceso de entrada en la superficie de productos volcánicos sólidos, líquidos y gaseosos incandescentes o calientes. Las aberturas de salida a través de las cuales los productos volcánicos ingresan a la superficie del planeta se denominan volcanes (Vulcano es el dios del fuego en la mitología romana.). Dependiendo de la forma de la salida, los volcanes se dividen en fisuras y centrales. volcanes de fisura, o tipo lineal tener una salida en forma de grieta extendida (falla). La erupción ocurre a lo largo de toda la grieta o en sus secciones individuales. Dichos volcanes están confinados a las zonas de separación de las placas litosféricas, donde, como resultado del estiramiento de la litosfera, se forman profundas fallas a lo largo de las cuales se introducen derretimientos basálticos. Las zonas de estiramiento activas son las áreas de las dorsales oceánicas. Las islas volcánicas de Islandia, que representan la salida de la dorsal mesoatlántica sobre la superficie del océano, son una de las partes del planeta con mayor actividad volcánica; aquí se encuentran los típicos volcanes de fisura.

en los volcanes tipo central la erupción ocurre a través del canal tipo tubería de suministro - boca- paso de la cámara volcánica a la superficie. La parte superior del respiradero que se abre a la superficie se llama cráter. Los canales de salida secundarios pueden ramificarse desde el respiradero principal a lo largo de las fisuras, dando lugar a cráteres laterales. Los productos volcánicos provenientes del cráter forman estructuras volcánicas. A menudo, el término "volcán" se entiende como una colina con un cráter en la parte superior, formado por los productos de la erupción. La forma de las estructuras volcánicas depende de la naturaleza de las erupciones. Con tranquilas efusiones de lavas basálticas líquidas, planas volcanes en escudo. En caso de erupción de lavas más viscosas y (o) eyecciones de productos sólidos, se forman conos volcánicos. La formación de una estructura volcánica puede ocurrir como resultado de una sola erupción (estos volcanes se llaman monogénico), o como resultado de múltiples erupciones (volcanes poligénico). Los volcanes poligénicos construidos a partir de flujos de lava alternados y material volcánico suelto se denominan estratovolcanes.

Otro criterio importante para clasificar los volcanes es su nivel de actividad. Según este criterio, los volcanes se dividen en:

1. Actual- erupción o emisión de gases y aguas calientes en los últimos 3500 años (período histórico);
2. potencialmente activo- Volcanes del Holoceno que entraron en erupción hace 3500-13500 años;
3. condicionalmente extinto volcanes que no mostraron actividad en el Holoceno, pero conservaron sus formas externas (menores de 100 mil años);
4. extinguido- Volcanes, significativamente reelaborados por la erosión, dilapidados, inactivos durante los últimos 100 mil años.

Representaciones esquemáticas de los volcanes central (arriba) y escudo (abajo) (según Rast, 1982)

Los productos de las erupciones volcánicas se dividen en líquidos, sólidos y gaseosos.

erupciones sólidas presentado rocas piroclásticas (del griego "ryg" - fuego y "klao" - rompo, rompo) - rocas clásticas formadas como resultado de la acumulación de material expulsado durante las erupciones volcánicas. Dividido en endoclastitis, formada durante la salpicadura y solidificación de la lava, y exoclastitas formado como resultado de la trituración de rocas precoclásticas formadas antes. Según el tamaño de los escombros, se dividen en bombas volcánicas, lapilli, arena volcánica y polvo volcánico. La arena volcánica y el polvo volcánico se combinan bajo el término ceniza volcánica.

bombas volcánicas son las más grandes entre las formaciones piroclásticas, su tamaño puede alcanzar varios metros de diámetro. Formado a partir de fragmentos de lava expulsados ​​del cráter. Dependiendo de la viscosidad, las lavas tienen diferentes formas y esculturas superficiales. Las bombas en forma de huso, en forma de gota, en forma de cinta y en forma de tinta se forman durante las eyecciones de lavas líquidas (principalmente basálticas). La forma delgada se debe a la rápida rotación de la lava de baja viscosidad durante el vuelo. La forma en forma de tinta se produce cuando las eyecciones de lava líquida a poca altura, al no tener tiempo de endurecerse, al tocar el suelo, se aplanan. Las bombas de cinta se forman al exprimir lava a través de grietas estrechas, se encuentran en forma de fragmentos de cintas. Se forman formas específicas durante el flujo de lavas de basalto. Las finas corrientes de lava líquida son arrastradas por el viento y se endurecen en hilos, tales formas se llaman "pelo de Pele" ( Pele: la diosa, según la leyenda, vive en uno de los lagos de lava en las islas hawaianas.). Las bombas formadas por lavas viscosas se caracterizan por tener contornos poligonales. Algunas bombas se cubren con una corteza fría y endurecida durante el vuelo, que es desgarrada por los gases liberados desde el interior. Su superficie adopta la forma de una "corteza de pan". Las bombas volcánicas también pueden estar compuestas de material exoclástico, especialmente en explosiones que destruyen estructuras volcánicas.

Lapilli (de lat. "lapillus" - guijarro) están representados por eyecciones volcánicas redondeadas o angulares, que consisten en piezas de lava fresca congelada en vuelo, lavas viejas y rocas ajenas al volcán. El tamaño de los fragmentos correspondientes a lapilli oscila entre 2 y 50 mm.

El material piroclástico más pequeño es ceniza volcánica. La mayor parte de las emisiones volcánicas se depositan cerca del volcán. Para ilustrar esto, basta recordar las ciudades de Herculano, Pompeya y Stabia cubiertas de cenizas durante la erupción del Vesubio en el año 79. Durante erupciones fuertes, el polvo volcánico puede ser arrojado a la estratosfera y, en suspensión, moverse en las corrientes de aire durante miles de kilómetros.

Originalmente productos volcánicos sueltos (llamados "tefra") son posteriormente compactados y cementados, convirtiéndose en tobas volcánicas. Si los fragmentos de rocas piroclásticas (bombas y lapilli) están cementados por lava, entonces brechas de lava. Las formaciones específicas, que merecen una consideración especial, son ignimbritas (de lat. "ignis" - fuego y "imber" - aguacero). Las ignimbritas son rocas compuestas de material piroclástico ácido sinterizado. Su formación está asociada con la aparición nubes abrasadoras(o flujos de ceniza) - corrientes de gas caliente, gotas de lava y emisiones volcánicas sólidas resultantes de la intensa liberación pulsada de gas durante una erupción.

Productos líquidos de erupciones son lavas. Lava (de ital. "lava" - inundo) es una masa fundida líquida o viscosa que sale a la superficie durante las erupciones volcánicas. La lava se diferencia del magma por un bajo contenido de componentes volátiles, lo que se asocia con la desgasificación del magma a medida que avanza hacia la superficie. La naturaleza del flujo de lava a la superficie está determinada por la intensidad de la liberación de gas y la viscosidad de la lava. Hay tres mecanismos de flujo de lava: efusión, extrusión y explosión y, en consecuencia, tres tipos principales de erupciones. Erupciones efusivas son emanaciones tranquilas de lava de un volcán. Extrusión- tipo de erupción acompañada de extrusión lava viscosa. Las erupciones extrusivas pueden ir acompañadas de desgasificación explosiva, lo que lleva a la formación de nubes abrasadoras. erupciones explosivas- Son erupciones de carácter explosivo, debido a la rápida liberación de gases.

Facies de rocas volcanogénicas(Geología de campo, 1989)
1-diques, 2-alféizares, lacolitos, 3-subfacies explosivas, 4-flujos de lava (subfacies efusivas), 5-domos y obeliscos (subfacies extrusivas), 6-facies de ventilación, 7-intrusión hipabisal

Las lavas, al igual que sus contrapartes intrusivas, se clasifican principalmente en ultrabásicas, básicas, intermedias y félsicas. Las lavas ultrabásicas en el Fanerozoico son muy raras, aunque en el Precámbrico (en condiciones de mayor influjo de calor endógeno) estaban mucho más extendidas. Las lavas básicas - basálticas - suelen ser líquidas, lo que se asocia con un bajo contenido de sílice y una alta temperatura en la salida a la superficie (alrededor de 1000-1100 0 С y más). Por su estado líquido desprenden fácilmente gases, lo que determina el carácter efusivo de las erupciones, y la capacidad de derramarse a largas distancias en forma de arroyos, y en zonas de topografía poco disecada formar extensas coberturas. Las características estructurales de la superficie de los flujos de lava permiten distinguir dos tipos entre ellos, que reciben nombres hawaianos. El primer tipo se llama pahoehoe(o lavas de cuerda) y se forma en la superficie de lavas que fluyen rápidamente. La lava que fluye está cubierta con una costra que, en condiciones de movimiento activo, no tiene tiempo para adquirir un espesor significativo y se arruga rápidamente en ondas. Estas "olas" con el movimiento adicional de la lava se desprenden y parecen cuerdas colocadas una al lado de la otra.

Video que ilustra la formación de una superficie de cuerda.

El segundo tipo, llamado aa-lava, es característico de lavas basálticas (o de otra composición) más viscosas. Debido al flujo más lento, la corteza se vuelve más gruesa y se rompe en fragmentos angulares; la superficie de las lavas aa es una acumulación de fragmentos en ángulo agudo con protuberancias en forma de púas o agujas.

Formación de lavas AA (volcán Kilauea)

A medida que aumenta el contenido de sílice, las lavas se vuelven más viscosas y solidifican a una temperatura más baja. Si las lavas de basalto permanecen móviles a temperaturas del orden de 600-700 0 C, entonces las lavas andesíticas (medias) se solidifican ya a 750 0 C o más. Por lo general, las más viscosas son las lavas félsicas dacíticas y liparíticas. El aumento de la viscosidad dificulta la separación de los gases, lo que puede provocar erupciones explosivas. Si la viscosidad de la lava es alta y la presión de los gases es relativamente baja, se produce la extrusión. La estructura de los flujos de lava también es diferente. Para fundidos medios viscosos y ácidos, es característica la formación de lavas en bloques. lavas en bloque exteriormente similares a aa-lavas y se diferencian de ellos en la ausencia de protuberancias puntiagudas y en forma de aguja, así como en el hecho de que los bloques en la superficie tienen una forma más regular y una superficie lisa. El movimiento de los flujos de lava, cuya superficie está cubierta de lavas en bloques, conduce a la formación de horizontes de brechas de lava.

Cuando la lava de basalto líquido se vierte en el agua, la superficie de los flujos se solidifica rápidamente, lo que conduce a la formación de "tuberías" peculiares dentro de las cuales el derretimiento continúa moviéndose. Exprimiendo desde el borde de tal "tubería" en el agua, una porción de lava adquiere una forma de gota. Dado que el enfriamiento es desigual y la parte interna permanece en estado fundido durante algún tiempo, las "gotas" de lava se aplanan bajo la acción de la gravedad y el peso de las siguientes porciones de lava. Los montones de tales lavas se llaman almohada de lava o almohada de lava (De inglés. "almohada" - almohada).

Productos gaseosos de erupciones representado por vapor de agua, dióxido de carbono, hidrógeno, nitrógeno, argón, óxidos de azufre y otros compuestos (HCl, CH 4 , H 3 BO 3 , HF, etc.). La temperatura de los gases volcánicos varía desde unas pocas decenas de grados hasta mil o más grados. En general, las exhalaciones de alta temperatura (HCl, CO 2 , O 2 , H 2 S, etc.) están asociadas a la desgasificación del magma, las de baja temperatura (N 2 , CO 2 , H 2 , SO 2) están formadas tanto por fluidos juveniles y debido a los gases atmosféricos y las aguas subterráneas que se filtran en el volcán.

Con la rápida liberación de gases del magma o la transformación del agua subterránea en vapor, erupciones de gas. Durante erupciones de este tipo, hay una liberación continua o rítmica de gas de la chimenea, sin emisiones o con cantidades muy pequeñas de ceniza. Poderosas erupciones de gas y vapor perforan un canal en las rocas, desde donde se expulsan fragmentos de roca, formando un pozo que bordea el cráter. Las erupciones de gas también ocurren a través de las rejillas de ventilación de los volcanes poligénicos existentes (un ejemplo es la erupción de gas del Vesubio en 1906).

Tipos de erupciones volcánicas

Dependiendo de la naturaleza de las erupciones, se distinguen varios tipos entre ellas. El geólogo francés Lacroix sentó las bases de tal clasificación en 1908. Identificó 4 tipos, a los que el autor asignó los nombres de volcanes: 1) hawaiano, 2) estromboliano, 3) vulcano y 4) peleiano. La clasificación propuesta no puede incluir todos los mecanismos de erupción conocidos (posteriormente, se complementó con nuevos tipos: islandés, etc.), pero, a pesar de esto, no ha perdido su relevancia en la actualidad.

Erupciones de tipo hawaiano caracterizado por una efusión tranquila y efusiva de magma basáltico líquido muy caliente en condiciones de baja presión de gas. La lava bajo presión se lanza al aire en forma de fuentes de lava, desde varias decenas hasta varios cientos de metros de altura (durante la erupción del Kilauea en 1959, alcanzaron una altura de 450 m). La erupción generalmente ocurre a partir de ventilaciones de fisuras, especialmente en las primeras etapas. Está acompañado por una pequeña cantidad de explosiones débiles que salpican lava. Líquidos volutas de lava que caen en la base de la fuente en forma de salpicaduras y bombas en forma de manchas forman conos de salpicaduras. Las fuentes de lava, que se extienden a lo largo de la grieta, a veces durante varios kilómetros, forman un pozo que consiste en salpicaduras de lava congelada. Las gotas de lava líquida pueden formar el cabello de Pele. Las erupciones de tipo hawaiano a veces conducen a la formación de lagos de lava.
Algunos ejemplos son las erupciones de los volcanes Kilauea, Hapemaumau en las islas de Hawái, Niragongo y Erta Ale en el este de África.

Muy cercano al tipo hawaiano descrito. tipo islandés; se notan similitudes tanto en la naturaleza de las erupciones como en la composición de las lavas. La diferencia radica en lo siguiente. Durante las erupciones de tipo hawaiano, la lava forma grandes macizos en forma de cúpula (volcanes en escudo), y durante las erupciones de tipo islandés, los flujos de lava forman láminas planas. El derramamiento proviene de las grietas. En 1783, se produjo en Islandia la famosa erupción de la fisura Laki de unos 25 km de largo, como resultado de la cual los basaltos crearon una meseta con una superficie de 600 km2. Después de la erupción, el canal de la fisura se llena de lava endurecida y se forma una nueva fisura a su lado durante la próxima erupción. Como resultado de la superposición de muchos cientos de mantos, se forman mesetas de lava extendidas (antiguas y extensas mesetas de basalto de Siberia, India, Brasil y otras regiones del planeta) sobre fisuras que cambian su posición en el espacio.

Erupciones de tipo estromboliano. El nombre proviene del volcán Stromboli, ubicado en el mar Tirreno frente a la costa de Italia. Se caracterizan por eyecciones rítmicas (con interrupciones de 1 a 10-12 min) relativas a lava líquida. Los fragmentos de lava forman bombas volcánicas (en forma de pera, retorcidas, con menos frecuencia en forma de huso, a menudo aplanadas al caer) y lapilli; el material de dimensión cenicienta está casi ausente. Las eyecciones se alternan con efusiones de lava (en comparación con las erupciones de volcanes de tipo hawaiano, los flujos son más cortos y gruesos, lo que se asocia con una mayor viscosidad de las lavas). Otra característica típica es la duración y continuidad del desarrollo: el volcán Stromboli ha estado en erupción desde el siglo V a. ANTES DE CRISTO.

Erupciones volcánicas. El nombre proviene de la isla de Vulcano en el grupo de islas Eolias frente a la costa de Italia. Asociado a la erupción de lavas viscosas, generalmente andesíticas o dacíticas con alto contenido de gases provenientes de volcanes de tipo central. La lava viscosa se solidifica rápidamente, formando un tapón que obstruye el cráter. La presión de los gases liberados por la lava periódicamente "golpea" el corcho con una explosión. Al mismo tiempo, se lanza hacia arriba una nube negra de material piroclástico con bombas del tipo "corteza de pan", las bombas redondeadas, elipsoidales y retorcidas están prácticamente ausentes. En ocasiones, las explosiones van acompañadas de chorros de lava en forma de chorros cortos y potentes. Luego se vuelve a formar el tapón y se repite el ciclo.
Las erupciones están separadas por períodos de reposo total. Las erupciones del tipo Vulcano son características de los volcanes Avachinsky y Karymsky en Kamchatka. Las erupciones del Vesubio también están cerca de este tipo.

Erupciones tipo Peleian. El nombre proviene del volcán Mont Pelee en la isla de Martinica en el Caribe. Ocurre cuando lava muy viscosa ingresa a volcanes de tipo central, lo que la acerca a la erupción de tipo Vulcano. La lava se solidifica en el respiradero y forma un poderoso tapón, que se exprime en forma de un obelisco monolítico (se produce la extrusión). En el volcán Mont Pele, el obelisco tiene una altura de 375 my un diámetro de 100 m Los gases volcánicos calientes que se acumulan en el respiradero a veces escapan a través del corcho congelado, lo que lleva a la formación de nubes abrasadoras. La nube abrasadora que se levantó durante la erupción del Mont Pele el 8 de mayo de 1902 tenía una temperatura de unos 800 °C y, descendiendo por la ladera del volcán a una velocidad de 150 m/s, destruyó la ciudad de Saint-Pierre. con 26.000 habitantes.
Un tipo similar de erupción se observó a menudo cerca de los volcanes en la isla de Java, en particular cerca del volcán Merapi, y también en Kamchatka, cerca del volcán Bezymyanny.

En la antigüedad, los volcanes eran las herramientas de los dioses. Hoy representan un grave peligro para los asentamientos y países enteros. A ningún armamento del mundo se le ha dado tal poder en nuestro planeta: para conquistar y pacificar un volcán furioso.

Ahora los medios, el cine y algunos escritores fantasean con el futuro del famoso parque, cuya ubicación es conocida por casi todos los interesados ​​​​en la geografía moderna: estamos hablando de un parque nacional en Wyoming. Sin duda, el supervolcán más famoso de la historia mundial de los últimos dos años es Yellowstone.

que es un volcan

Durante muchas décadas, la literatura, especialmente en los relatos fantásticos, atribuyó propiedades mágicas a una montaña que es capaz de arrojar fuego. La novela más famosa que describió un volcán activo es El Señor de los Anillos (donde se le llamó “montaña solitaria”). El profesor tenía razón sobre este fenómeno.

Nadie puede contemplar cadenas montañosas de varios cientos de metros de altura sin respetar la capacidad de nuestro planeta para crear objetos naturales tan magníficos y peligrosos. Hay un encanto especial en estos gigantes, que también se puede llamar magia.

Entonces, si descartamos las fantasías de los escritores y el folclore de los antepasados, entonces todo será más fácil. Desde el punto de vista de una definición geográfica: un volcán (vulkan) es una ruptura en la corteza de cualquier masa planetaria, en nuestro caso la Tierra, debido a que las cenizas volcánicas y el gas acumulado bajo presión, junto con el magma, se desprenden de la cámara de magma, que se encuentra debajo de una superficie sólida. En este momento, se produce una explosión.

Causas

Desde los primeros momentos, la Tierra fue un campo volcánico, sobre el que luego aparecieron árboles, océanos, campos y ríos. Por lo tanto, el vulcanismo acompaña la vida moderna.

¿Cómo surgen? En el planeta tierra, la principal causa de formación es la corteza terrestre. El hecho es que por encima del núcleo terrestre se encuentra la parte líquida del planeta (magma), que siempre está en movimiento. Es gracias a este fenómeno que hay un campo magnético en la superficie, una protección natural contra la radiación solar.

Sin embargo, la superficie de la tierra en sí, aunque sólida, no lo es, sino que está dividida en diecisiete grandes placas tectónicas. Al moverse convergen y divergen, es por el movimiento en los puntos de contacto de las placas que se producen las rupturas y surgen los volcanes. No es necesario en absoluto que esto suceda en los continentes, hay lagunas similares en el fondo de muchos océanos.

La estructura del volcán.

Un objeto similar se forma en la superficie cuando la lava se enfría. Es imposible ver lo que se esconde bajo tantas toneladas de roca. Sin embargo, gracias a vulcanólogos y científicos, es posible imaginar cómo funciona.

Un dibujo de tal representación es visto por estudiantes de secundaria en las páginas de un libro de texto de geografía.

Por sí mismo, el dispositivo de la montaña "ardiente" es simple y en el contexto se ve así:

• cráter - parte superior;
• respiradero: una cavidad dentro de una montaña, el magma se eleva a lo largo de ella;
• la cámara de magma es un bolsillo en la base.

Dependiendo del tipo y forma de formación del volcán, puede faltar algún elemento de la estructura. Esta opción es clásica y muchos volcanes deben ser considerados en esta sección en particular.

tipos de volcanes

La clasificación es aplicable en dos direcciones: por tipo y forma. Dado que el movimiento de las placas litosféricas es diferente, la velocidad de enfriamiento del magma también varía.

Veamos primero los tipos:

• operando;
• dormido;
• extinguido.

Los volcanes vienen en muchas formas:

La clasificación no estaría completa si no tenemos en cuenta las formas del relieve del cráter de los volcanes:

• caldera;
• tapones volcánicos;
• meseta de lava;
• conos de toba.

Erupción

Tan antigua como el planeta mismo, una fuerza que puede reescribir la historia de un país entero es una erupción. Hay varios factores que hacen que tal evento en la tierra sea el más mortífero para los habitantes de algunas ciudades. Es mejor no meterse en una situación cuando un volcán entra en erupción.

En promedio, ocurren de 50 a 60 erupciones en el planeta en un año. Al momento de escribir, alrededor de 20 rupturas están inundando el vecindario con lava.

Quizás el algoritmo de acciones esté cambiando, pero depende de las condiciones climáticas que lo acompañen.

En cualquier caso, la erupción se produce en cuatro etapas:

1. Silencio. Las grandes erupciones muestran que, hasta el momento de la primera explosión, suele estar tranquilo. Nada indica el peligro que se avecina. Una serie de pequeños choques solo se pueden medir con instrumentos.
2. Eyección de lava y piroclastita. Una mezcla letal de gas y ceniza a una temperatura de 100 grados (alcanza los 800) Celsius es capaz de destruir toda forma de vida en un radio de cientos de kilómetros. Un ejemplo es la erupción del Monte Helena en mayo de los años ochenta del siglo pasado. La lava, cuya temperatura puede alcanzar los mil quinientos grados durante la erupción, mató toda la vida a una distancia de seiscientos kilómetros.
3. Lahar. Si no tiene suerte, puede llover en el lugar de la erupción, como sucedió en Filipinas. En tales situaciones, se forma una corriente continua, que consiste en un 20% de agua, el 80% restante es roca, ceniza y piedra pómez.
4. "Concreto". El nombre condicional es el endurecimiento del magma y las cenizas que cayeron bajo la corriente de lluvia. Tal mezcla destruyó más de una ciudad.

La erupción es un fenómeno extremadamente peligroso, durante medio siglo ha matado a más de veinte científicos y varios cientos de civiles. En este momento (al momento de escribir este artículo), el Kilauea hawaiano continúa destruyendo la isla.

El volcán más grande del mundo.

Mauna Loa es el volcán más alto de la tierra. Se encuentra en la isla del mismo nombre (Hawái) y se eleva 9 mil metros sobre el fondo del océano.

Su último despertar tuvo lugar en el año 84 del siglo pasado. Sin embargo, en 2004 mostró los primeros signos de despertar.

Si existe el más grande, ¿entonces también existe el más pequeño?

Si, se encuentra en México en la localidad de Pueblo y se llama Catscomate, su altura es de tan solo 13 metros.

volcanes activos

Si abre un mapa mundial, con un nivel de conocimiento suficiente, puede encontrar alrededor de 600 volcanes activos. Aproximadamente cuatrocientos de ellos se encuentran en el "anillo de fuego" del Océano Pacífico.

Erupción del volcán de Fuego guatemalteco

Tal vez a alguien le interese lista de volcanes activos:

• en el territorio de Guatemala - Fuego;
• en las islas hawaianas - Kilauea;
• dentro de las fronteras de Islandia - Lakagigar;
• en Canarias - La Palma;
• en las islas hawaianas - Loihi;
• en la isla antártica - Erebus;
• Nisiros griego;
• el volcán italiano Etna;
• en la isla caribeña de Montserrat - Soufrière Hills;
• montaña italiana en el mar Tirreno - Stromboli;
• y el italiano más eminente - Monte Vesubio.

volcanes extintos del mundo

Los vulcanólogos a veces no pueden decir con certeza si un objeto natural está extinto o inactivo. En la mayoría de los casos, la actividad cero de una montaña en particular no garantiza la seguridad. Más de una vez, los gigantes que se habían quedado dormidos durante muchos años de repente mostraron signos de activación. Este fue el caso del volcán cerca de la ciudad de Manila, pero hay muchos ejemplos similares.

monte Kilimanjaro

A continuación se muestran solo algunos de los volcanes extintos conocidos por nuestros científicos:

• Kilimanjaro (Tanzania);
• Mt Advertencia (en Australia);
• Chaine des Puys (en Francia);
• Elbrús (Rusia).

Los volcanes más peligrosos del mundo.

La erupción de incluso un pequeño volcán parece impresionante, uno solo tiene que imaginar qué fuerza monstruosa acecha allí, en las profundidades de la montaña. Sin embargo, hay datos claros que utilizan los vulcanólogos.

A través de largas observaciones, se creó una clasificación especial de montañas volcánicas potencialmente peligrosas. El indicador determina el impacto de la erupción en las áreas circundantes.

La explosión más poderosa puede seguir a la erupción de una montaña de proporciones colosales. Los vulcanólogos llaman supervolcán a este tipo de montañas "ardientes". En la escala de actividad, tales formaciones deben ocupar un nivel no inferior al octavo.

Volcán Taupo en Nueva Zelanda

Son cuatro en total:

1. Supervolcán indonesio de la isla de Sumatra-Toba.
2. Taupo se encuentra en Nueva Zelanda.
3. Serra Galan en las montañas de los Andes.
4. Yellowstone en el parque norteamericano del mismo nombre en Wyoming.

Hemos recopilado los datos más interesantes:

• la más grande (en términos de duración) es la erupción del Pinatubo de 91 años (siglo XX), que duró más de un año y bajó la temperatura de la tierra en medio grado (Celsius);
• la montaña antes descrita arrojó 5 km 3 de ceniza a una altura de treinta y cinco kilómetros;
• la mayor explosión ocurrió en Alaska (1912), cuando el volcán Novarupta se volvió más activo, alcanzando un nivel de seis puntos en la escala VEI;
• el más peligroso es el Kilauea, que lleva treinta años en erupción desde 1983. Activo en este momento. Asesinó a más de 100 personas, más de mil siguen bajo amenaza (2018);
• la erupción más profunda hasta la fecha ocurrió a una profundidad de 1200 metros: Mount West Mata, cerca de la isla de Fiji, la cuenca del río Lau;
• la temperatura en el flujo piroclástico puede superar los 500 grados centígrados;
• el último supervolcán hizo erupción en el planeta hace unos 74.000 años (Indonesia). Por lo tanto, se puede decir que ni una sola persona ha experimentado todavía tal catástrofe;
• Klyuchevsky en la península de Kamchatka se considera el volcán activo más grande del hemisferio norte;
• las cenizas y los gases expulsados ​​por los volcanes pueden colorear las puestas de sol;
• el volcán con la lava más fría (500 grados) se llama Ol Doinyo Langai y se encuentra en Tanzania.

cuantos volcanes hay en la tierra

No hay demasiadas rupturas en la corteza terrestre en Rusia. Del curso de geografía escolar se sabe sobre el volcán Klyuchevskoy.

Además de él, hay unos seiscientos activos en el hermoso planeta, así como un millar de extinguidos y durmientes. Es difícil establecer el número exacto, pero su número no supera los dos mil.

Conclusión

La humanidad debe respetar la naturaleza y recordar que está armada con más de mil quinientos volcanes. Y que el menor número posible de personas sea testigo de un fenómeno tan poderoso como una erupción.