Sopky: vlastnosti a typy. Magmatizmus

T.I.FOLOV
Sopečné horniny sú produktom hĺbkového procesu – vulkanizmu. Podľa definície slávneho vulkanológa A. Jaggara je vulkanizmus súbor javov vyskytujúcich sa v zemskej kôre a pod ňou, vedúcich k prerazeniu roztavených hmôt cez pevnú kôru. Vulkanizmus je spojený s prúdením horúcich hlbinných plynov – tekutín z útrob Zeme. Tekutiny prispievajú k rozkladu a lokálnemu vzostupu hlbinnej hmoty, ktorá sa v dôsledku zníženia tlaku (dekompresie) začne čiastočne topiť a vytvárať hlboké diapíry - zdroje magmatických tavenín. V závislosti od intenzity ohrevu dochádza k tvorbe tavenín na rôznych úrovniach plášťa a zemskej kôry, počnúc hĺbkami 300 - 400 km.

Vulkanológia je veda o sopkách a ich produktoch (vulkanických horninách), príčinách vulkanizmu v dôsledku geodynamických, tektonických a fyzikálno-chemických procesov prebiehajúcich v útrobách Zeme. Okrem aktuálnych geologických vied: historická geológia, geotektonika, petrografia, mineralógia, litológia, geochémia a geofyzika, vulkanológia využíva údaje z geografie, geomorfológie, fyzikálnej chémie a čiastočne aj z astronómie, keďže vulkanizmus je planetárny jav. Sopky, ktoré sa tvoria na zemskom povrchu, sú produktmi hĺbkových (endogénnych) procesov a ovplyvňujú životné prostredie, atmosféru a hydrosféru a tvorbu zrážok. Vulkanológia sa takpovediac zameriava na problémy prepojenia procesov vnútornej a vonkajšej energie Zeme.

Všeobecná klasifikácia všetkých vyvrelých hornín, vrátane vulkanických, je založená na ich chemickom zložení a predovšetkým na obsahu a pomere oxidu kremičitého a alkálií v horninách (obr. 1). Podľa obsahu oxidu kremičitého, najbežnejšieho oxidu vo vyvrelých horninách, sa delia do štyroch skupín: ultrabázické (30 - 44 % SiO2), zásadité (44 - 53 %), stredné (53 - 64 %), kyslé ( 64 - 78 %). Ďalším dôležitým znakom klasifikácie je alkalita hornín, ktorá sa odhaduje súčtom obsahov Na2O + K2O. Na tomto základe sa rozlišujú horniny normálnej zásaditosti a zásaditosti.

Najrozšírenejšie medzi sopečnými horninami Zeme sú hlavné horniny - bazalty, ktoré sú derivátmi plášťovej látky a nachádzajú sa v oceánoch aj na kontinentoch. Možno ich porovnať s „krvou“ našej planéty, ktorá sa objavuje pri akomkoľvek porušení zemskej kôry. V závislosti od geologickej polohy sa bazalty líšia zložením. Väčšina z nich patrí medzi horniny normálnej zásaditosti. Ide o vápnom bohaté nízko alkalické (tholeiitické) a vápenato-alkalické bazalty. Menej časté sú alkalické bazalty nedosýtené oxidom kremičitým. Počas diferenciácie čadičové magmy dávajú vznik sérií hornín (tholeitických, vápenato-alkalických a alkalických), zjednotených pôvodom z jednej magmy, zachovávajúcich si spoločné znaky s rodičovskými čadičovými magmami, až po extrémne kyslé. Medzi rušivými horninami sú najčastejšie žuly. Patria do skupiny kremičitých hornín, na vzniku ktorých sa významnou mierou podieľa látka zemskej kôry. Horniny priemerného zloženia, ktoré sú zastúpené najmä vulkanickými andezitmi, sú menej časté a len v pohyblivých pásoch Zeme. Priemerné zloženie zemskej kôry zároveň zodpovedá andezitom, a nie čadičom alebo žulám, čo zodpovedá ich zmesi v pomere 2: 1.

AKO SA VYVINIL VOPEK V DEJINÁCH ZEME

Najstaršie procesy vulkanizmu sú synchrónne s formovaním Zeme ako planéty. S najväčšou pravdepodobnosťou už v štádiu akrécie (koncentrácia planetárnej hmoty v dôsledku plynno-prachových hmlovín a zrážka pevného kozmického odpadu - planetosimalov) došlo k jej zahrievaniu. Uvoľnenie energie v dôsledku akrécie a gravitačnej kontrakcie sa ukázalo ako dostatočné na jej počiatočné, čiastočné alebo úplné roztavenie s následnou diferenciáciou Zeme na škrupiny. O niečo neskôr sa k týmto zdrojom vykurovania pripojilo uvoľňovanie tepla rádioaktívnymi prvkami. Koncentráciu železno-kamenitej hmoty Zeme, ako aj na iných planétach Slnečnej sústavy, sprevádzalo oddeľovanie plynného, ​​prevažne vodíkového obalu, ktorý následne stratila v období maximálnej slnečnej aktivity, v r. na rozdiel od veľkých vzdialených planét skupiny Jupiter. Svedčí o tom ubúdanie atmosféry modernej zeme o vzácne inertné plyny – neón a xenón v porovnaní s kozmickou hmotou.

Podľa A.A. Marakushev, diferenciácia železno-kamenitej hmoty Zeme, zložením podobná meteoritom - chondritom a úplne roztavená pod vysokým tlakom vodíkového plynového obalu, viedla k vysokej koncentrácii v podstate vodíkových tekutín (prchavé zložky v superkritickom stave) v kovovom (železno-niklovom) jadre, ktoré sa začalo oddeľovať. Zem tak získala vo svojich útrobách veľkú zásobu tekutín, čo predurčilo jej následnú, v porovnaní s inými planétami ojedinelú, endogénnu aktivitu. Keď sa Zem konsolidovala v smere od jej vonkajších obalov do stredu, zvyšoval sa vnútorný tlak tekutiny a dochádzalo k periodickému odplyňovaniu sprevádzanému tvorbou magmatických tavenín, ktoré sa dostali na povrch pri praskaní zamrznutej kôry. Najstarší vulkanizmus, ktorý sa vyznačoval výbušným, vysoko výbušným charakterom, teda súvisel so začiatkom ochladzovania Zeme a bol sprevádzaný tvorbou atmosféry. Podľa iných predstáv sa následne zachovala primárna atmosféra, ktorá sa vytvorila v štádiu akrécie, ktorá sa postupne vyvíjala vo svojom zložení. Tak či onak, približne pred 3,8 - 3,9 miliardami rokov, keď teplota na povrchu Zeme a v priľahlých častiach atmosféry klesla pod bod varu vody, vznikla hydrosféra. Prítomnosť atmosféry a hydrosféry umožnila ďalší rozvoj života na Zemi. Spočiatku bola atmosféra chudobná na kyslík, až kým sa neobjavili najjednoduchšie formy života, ktoré ju vytvorili, čo sa stalo asi pred 3 miliardami rokov (obr. 2).

Zloženie najstarších vulkanických hornín Zeme, ktoré sú teraz úplne prepracované následnými procesmi, možno posúdiť porovnaním s inými terestrickými planétami, najmä s naším relatívne dobre preštudovaným satelitom Mesiacom. Mesiac je planéta primitívnejšieho vývoja, ktorá predčasne vyčerpala svoje zásoby tekutín a v dôsledku toho stratila svoju endogénnu aktivitu. V súčasnosti je to „mŕtva“ planéta. Neprítomnosť kovového jadra v ňom naznačuje, že procesy jeho diferenciácie na škrupiny sa čoskoro zastavili a zanedbateľne slabé magnetické pole naznačuje úplné stuhnutie jeho vnútra. Zároveň o prítomnosti tekutín v raných štádiách vývoja Mesiaca svedčia bubliny plynu v mesačných vulkanických horninách, ktoré pozostávajú najmä z vodíka, čo svedčí o ich vysokej redukcii.

Najstaršie, v súčasnosti známe horniny Mesiaca, vyvinuté na povrchu mesačnej kôry na takzvaných mesačných kontinentoch, majú vek 4,4 - 4,6 miliardy rokov, čo je blízko odhadovaného veku vzniku Zeme. . Sú kryštalizované v malých hĺbkach alebo na povrchu, bohaté na vysokovápenaté živce - anortit - svetlé bázické horniny, ktoré sa bežne nazývajú anortozity. Horniny lunárnych kontinentov boli vystavené intenzívnemu bombardovaniu meteoritmi s tvorbou úlomkov, čiastočne roztavených a zmiešaných s meteoritovou hmotou. V dôsledku toho sa vytvorili početné impaktné krátery koexistujúce s krátermi sopečného pôvodu. Predpokladá sa, že spodné časti mesačnej kôry sú zložené z hornín bázickejšieho, nízkokremičitého zloženia, blízke kamenitým meteoritom a anortozity sú priamo podložené anortitovým gabrom (eukritom). Na Zemi je asociácia anortozitov a eukritov známa v takzvaných vrstvených mafických intrúziách a je výsledkom diferenciácie bazaltickej magmy. Keďže fyzikálne a chemické zákony, ktoré určujú diferenciáciu, sú v celom vesmíre rovnaké, je logické predpokladať, že na Mesiaci vznikla najstaršia kôra mesačných meteoritov v dôsledku skorého topenia a následnej diferenciácie magmatickej taveniny, ktorá vytvorila horná škrupina Mesiaca v podobe takzvaného „lunárneho oceánu magmy“. Rozdiely v procesoch diferenciácie lunárnej magmy od pozemskej spočívajú v tom, že na Mesiaci extrémne zriedkavo dosahuje tvorbu vysokokremičitých felzických hornín.

Neskôr sa na Mesiaci vytvorili veľké priehlbiny, nazývané mesačné moria, vyplnené mladšími (3,2 - 4 miliardy rokov) čadičmi. Celkovo sú tieto bazalty svojim zložením blízke bazaltom Zeme. Vyznačujú sa nízkym obsahom alkálií, najmä sodíka a absenciou oxidov železa a minerálov obsahujúcich OH hydroxylovú skupinu, čo potvrdzuje úbytok prchavých zložiek taveninou a redukčným prostredím vulkanizmu. Lunárny plášť pravdepodobne tvoria horniny bez živcov známe na Mesiaci - pyroxenity a dunity, ktoré sú buď pozostatkom tavenia čadičových hornín (tzv. restit), alebo ich ťažkým diferenciátom (kumuláciou). Skorá kôra Marsu a Merkúra je podobná kráterovej kôre lunárnych kontinentov. Na Marse je navyše široko rozvinutý neskorší bazaltový vulkanizmus. Na Venuši je tiež bazaltová kôra, ale údaje o tejto planéte sú stále veľmi obmedzené.

Použitie údajov z komparatívnej planetológie nám umožňuje konštatovať, že k vzniku ranej kôry terestrických planét došlo v dôsledku kryštalizácie magmatických tavenín, ktoré prešli väčšou či menšou diferenciáciou. Praskanie tejto zamrznutej protokôry s tvorbou priehlbní bolo neskôr sprevádzané bazaltovým vulkanizmom.

Na rozdiel od iných planét Zem nemala najstaršiu kôru. Viac-menej spoľahlivo možno históriu zemského vulkanizmu vysledovať len od raného archeánu. Najstaršie známe vekové dátumy patria archejským rulám (3,8 - 4 miliardy rokov) a zrnkám minerálu zirkónu (4,2 - 4,3 miliardy rokov) v metamorfovaných kremencoch. Tieto dátumy sú o 0,5 miliardy rokov mladšie ako vznik Zeme. Dá sa predpokladať, že celý ten čas sa Zem vyvíjala podobne ako ostatné planéty terestriálnej skupiny. Asi pred 4 miliardami rokov sa na Zemi vytvorila kontinentálna prakôra pozostávajúca z rúl prevažne magmatického pôvodu, líšiacich sa od granitov nižším obsahom oxidu kremičitého a draslíka a nazývaných podľa názvu „sivé ruly“ alebo asociácia TTG. z troch hlavných vyvrelín zodpovedajúcich zloženiu týchto rúl: tonality, trondhjemity a granodiority, následne podrobené intenzívnej metamorfóze. „Sivé ruly“ však sotva predstavovali primárnu zemskú kôru. Nie je tiež známe, nakoľko boli rozšírené. Na rozdiel od oveľa menej silikátových hornín lunárnych kontinentov (anortozitov), ​​také veľké objemy felzických hornín nie je možné získať diferenciáciou bazaltov. Vznik „sivých rúl“ magmatického pôvodu je teoreticky možný len pri pretavovaní hornín čadičového alebo komatitovo-čadičového zloženia, ktoré sa vplyvom svojej gravitácie prepadli do hlbokých úrovní planéty. Dostávame sa teda k záveru o bazaltickom zložení kôry, ktoré je skoršie ako nám známa „sivá rula“. Prítomnosť včasnej bazaltovej kôry potvrdzujú nálezy v archejských „sivých“ rulách starších metamorfovaných mafických blokov. Nie je známe, či materská magma bazaltov, ktoré tvorili ranú zemskú kôru, prešla diferenciáciou, aby sa vytvorili lunárne anortozity, hoci je to teoreticky celkom možné. Intenzívnu viacstupňovú diferenciáciu planetárnej hmoty, ktorá viedla k vzniku kyslých granitoidných hornín, umožnil vodný režim na Zemi nastolený vďaka veľkej zásobe tekutín v jej vnútri. Voda podporuje diferenciáciu a je veľmi dôležitá pre tvorbu kyslých hornín.

V najstarších (katarských) a archejských časoch, najmä v dôsledku procesov magmatizmu, ku ktorým sa po vzniku hydrosféry pripojila sedimentácia, tak vznikla zemská kôra. Začali ho intenzívne spracovávať produkty aktívneho odplyňovania ranej Zeme s prídavkom oxidu kremičitého a alkálií. Odplynenie bolo spôsobené tvorbou pevného vnútorného jadra Zeme. Spôsobil procesy metamorfózy až topenia so všeobecným okyslením zloženia kôry. Takže už v Archeáne mala Zem všetky tvrdé škrupiny, ktoré sú jej vlastné - kôru, plášť a jadro.

Rastúce rozdiely v miere priepustnosti kôry a vrchného plášťa, ktoré boli spôsobené rozdielmi v ich tepelnom a geodynamickom režime, viedli k heterogenite zloženia kôry a k vytváraniu jej rôznych typov. V oblastiach kompresie, kde bolo odplynenie a vystupovanie na povrch vznikajúcich tavenín ťažké, tieto prešli intenzívnou diferenciáciou a predtým vytvorené základné vulkanické horniny, ktoré boli zhutnené, klesli do hĺbky a pretavili sa. Vznikla prakontinentálna dvojvrstvová kôra, ktorá mala kontrastné zloženie: jej vrchnú časť tvorili prevažne kyslé vulkanické a intruzívne horniny, spracovávané metamorfnými procesmi na ruly a granulity, spodnú časť tvorili bázické horniny, bazalty, komatity a gabroidy. Takáto kôra bola charakteristická pre prakontinenty. V oblastiach rozšírenia sa vytvorila protooceánska kôra, ktorá mala prevažne bazaltové zloženie. Pozdĺž zlomov v protokontinentálnej kôre a v zónach jej spojenia s praoceánom vznikli prvé mobilné pásy Zeme (protogeosynklinály), vyznačujúce sa zvýšenou endogénnou aktivitou. Dokonca aj vtedy mali zložitú štruktúru a pozostávali z menej mobilných vyvýšených zón, ktoré prešli intenzívnou vysokoteplotnou metamorfózou, a zón intenzívneho rozšírenia a poklesu. Tieto sa nazývali zelené kamenné pásy, pretože horniny, ktoré ich tvorili, získali zelenú farbu v dôsledku procesov metamorfózy pri nízkych teplotách. Extenzné uloženie raných štádií tvorby mobilných pásov bolo v priebehu evolúcie nahradené prevládajúcim kompresným nastavením, čo viedlo k objaveniu sa felzických hornín a prvých hornín vápno-alkalickej série s andezitmi (pozri obr. 1). Pohyblivé pásy, ktoré ukončili svoj vývoj, sa pripojili k oblastiam vývoja kontinentálnej kôry a zväčšili jej plochu. Podľa moderných koncepcií sa 60 až 85% modernej kontinentálnej kôry vytvorilo v Archaean a jej hrúbka bola blízka modernej, to znamená, že bola asi 35 - 40 km.

Na prelome archeanu a proterozoika (2700 - 2500 miliónov rokov) sa začala nová etapa vo vývoji vulkanizmu na Zemi. V hrubej kôre vytvorenej v tom čase sa umožnili procesy topenia a objavili sa kyslejšie horniny. Ich zloženie sa výrazne zmenilo, predovšetkým v dôsledku zvýšenia obsahu oxidu kremičitého a draslíka. Široko používané boli pravé draselné žuly, ktoré sa tavili z kôry. Intenzívna diferenciácia príkrovových bazaltových tavenín pôsobením tekutín v mobilných pásoch, sprevádzaná interakciou s materiálom kôry, viedla k zvýšeniu objemu andezitov (pozri obr. 1). Popri príkrovovom vulkanizme tak nadobúdal čoraz väčší význam kôrový a zmiešaný príkrovovo-kôrový vulkanizmus. Zároveň v dôsledku oslabenia procesov odplyňovania Zeme a s nimi spojeného tepelného toku dochádza k tak vysokým stupňom tavenia v plášti, ktoré by mohli viesť k tvorbe ultrabázických tavenín komatitu (pozri obr. 1). , sa ukázalo ako nemožné, a ak sa vyskytli, potom len zriedka vystúpili na povrch kvôli ich vysokej hustote v porovnaní so zemskou kôrou. Prešli diferenciáciou v medzikomorách a ich deriváty, menej husté bazalty, padali na povrch. Zmiernili sa aj procesy vysokoteplotnej metamorfózy a granitizácie, ktoré nadobudli nie plošný, ale lokálny charakter. S najväčšou pravdepodobnosťou sa v tom čase napokon vytvorili dva typy zemskej kôry (obr. 3), zodpovedajúce kontinentom a oceánom. Čas vzniku oceánov však ešte nebol definitívne určený.

V následnej etape vývoja Zeme, ktorá sa začala pred 570 miliónmi rokov a nazýva sa fanerozoikum, sa ďalej rozvíjali tie trendy, ktoré sa objavili v proterozoiku. Vulkanizmus sa stáva čoraz rozmanitejším a získava jasné rozdiely v oceánskych a kontinentálnych segmentoch. V extenzných zónach v oceánoch (stredooceánske riftové chrbty) vyvierajú tholeitické bazalty a v podobných extenzných zónach na kontinentoch (kontinentálne rifty) sa k nim pripájajú a často dominujú alkalické vulkanické horniny. Pohyblivé pásy Zeme, nazývané geosynklinálne, sú magmaticky aktívne desiatky a stovky miliónov rokov, počnúc raným tholeiitovo-čadičovým vulkanizmom, ktorý spolu s ultrabázickými intruzívnymi horninami vytvára v extenzných podmienkach ofiolitové asociácie. Neskôr, keď sa extenzia mení na kompresiu, ustupujú kontrastnému čadičovo-ryolitovému a vápenato-alkalickému andezitovému vulkanizmu, ktorý prekvital vo fanerozoiku. Po vrásnení, vzniku granitov a orogenéze (rast hôr) sa vulkanizmus v mobilných pásoch stáva zásaditým. Takýto vulkanizmus zvyčajne ukončí ich endogénnu aktivitu.

Evolúcia vulkanizmu vo fanerozoických mobilných pásoch sa opakuje vo vývoji Zeme: od homogénnych čadičových a kontrastných bazalt-ryolitových asociácií, ktoré prevládali v archaee, k súvislej kyslosti kremíka s veľkými objemami andezitov a nakoniec k alkalickým asociáciám. , ktoré v archaeine prakticky chýbajú. Tento vývoj tak v jednotlivých pásoch, ako aj na Zemi ako celku, odráža všeobecný pokles priepustnosti a zvýšenie tuhosti zemskej kôry, čo podmieňuje vyšší stupeň diferenciácie plášťových magmatických tavenín a ich interakciu s materiálom zemskej kôry. zemskej kôry, prehĺbenie úrovne tvorby magmy a zníženie stupňa topenia. Uvedené súvisí so zmenou vnútorných parametrov planéty, najmä so všeobecným poklesom globálneho tepelného toku z jej vnútra, ktorý sa odhaduje na 3–4 krát menší ako v raných fázach vývoja Zeme. Zodpovedajúcim spôsobom tiež klesajú miestne vzostupné toky tekutín vyplývajúce z periodického odplyňovania podložia. Práve tie spôsobujú zahrievanie jednotlivých oblastí (pohyblivé pásy, trhliny a pod.) a ich magmatickú činnosť. Tieto toky sa vytvárajú v súvislosti s akumuláciou ľahkých zložiek na prednej strane kryštalizácie vonkajšieho tekutého jadra v samostatných výčnelkoch-lapačoch, ktoré sa vznášajú a vytvárajú konvekčné prúdy.

Endogénna aktivita je periodická. Spôsobila prítomnosť veľkých pulzácií Zeme so striedavou prevahou bázického a ultrabázického magmatizmu, fixujúceho extenziu, a vápenato-alkalického vulkanizmu, tvorby žuly a metamorfózy fixujúcej prevahu kompresie. Táto periodicita určuje prítomnosť magmatických a tektonických cyklov, ktoré sa akoby prekrývali s nezvratným vývojom Zeme.

KDE SA V CENOSIOIKA DOCHÁDZAJÚ K UDALOSTIACH SOPKY?

Geologické štruktúry, v ktorých sa formujú vulkanické horniny v najmladšom, kenozoickom, štádiu vývoja Zeme, ktorý sa začal pred 67 miliónmi rokov, sa nachádzajú v oceánskej aj kontinentálnej časti Zeme. Medzi prvé patria stredooceánske chrbty a početné sopky na dne oceánov, z ktorých najväčšie tvoria oceánske ostrovy (Island, Havaj atď.). Všetky sa vyznačujú prostredím s vysokou priepustnosťou zemskej kôry (obr. 4). Na kontinentoch v podobnom prostredí vybuchujú sopky spojené s veľkými zónami rozšírenia - kontinentálnymi trhlinami (východoafrický, Bajkalský atď.). V podmienkach prevládajúcej kompresie sa vulkanizmus vyskytuje v horských štruktúrach, ktoré sú v súčasnosti aktívnymi intrakontinentálnymi mobilnými pásmi (Kaukaz, Karpaty atď.). Pohyblivé pásy na okrajoch kontinentov (tzv. aktívne okraje) sú zvláštne. Sú vyvinuté najmä pozdĺž periférie Tichého oceánu a na jeho západnom okraji, podobne ako v starovekých mobilných pásoch, spájajú zóny prevládajúcej kompresie - ostrovné oblúky (Kurilo-Kamčatka, Tonga, Aleutská atď.) a zóny intenzívnej rozšírenie - zadné okrajové moria (japonské, filipínske, koralové atď.). V mobilných pásoch východného okraja Tichého oceánu je rozšírenie menej významné. Na okraji amerického kontinentu sa nachádzajú pohoria (Andes, Cordillera), ktoré sú analógmi ostrovných oblúkov, v zadnej časti ktorých sú kontinentálne depresie - analógy okrajových morí, kde prevláda situácia natiahnutia. V podmienkach vysokej priepustnosti, ako vždy v histórii Zeme, dochádza k erupcii plášťov a v oceánskych štruktúrach majú prevažne normálnu zásaditosť, zatiaľ čo v kontinentálnych štruktúrach sú zvýšené a vysoké. V prostredí prevládajúcej kompresie na kontinentálnej kôre sú rozšírené okrem príkrovových hornín aj horniny zmiešaného príkrovovo-kôrového (andezity) a kôrového pôvodu (niektoré felsické vulkanity a žuly) (obr. 5).

Ak vezmeme do úvahy znaky moderného štádia vývoja Zeme, medzi ktoré patrí vysoká intenzita procesu tvorby oceánov a rozsiahly rozvoj riftových zón na kontinentoch, je zrejmé, že v kenozoickej fáze vývoja prevláda rozšírenie. a v dôsledku toho je rozšírený súvisiaci plášť, najmä čadičový vulkanizmus, obzvlášť intenzívny v oceánoch.

AKO VUKANIZMUS TRANSFORMUJE ZEMSKÚ KÔRU

Ešte na začiatku minulého storočia bolo zaznamenané, že horniny tvoria pravidelne sa opakujúce asociácie, nazývané geologické útvary, príbuznejšie geologickým štruktúram ako jednotlivé horniny. Rady útvarov, ktoré sa v čase nahrádzajú, sa nazývajú dočasné a tie, ktoré sa nahrádzajú v priestore, sa nazývajú bočné formačné rady. Spoločne umožňujú rozlúštiť hlavné etapy vývoja geologických štruktúr a sú dôležitými ukazovateľmi pri obnove geologických stavieb minulosti. Sopečné útvary, vrátane sopečných hornín, produktov ich prania a opätovného ukladania a často aj sedimentárnych hornín, sú na tieto účely vhodnejšie ako rušivé, pretože sú členmi vrstvených častí, čo umožňuje presne určiť čas ich vzniku. tvorenie.

Existujú dva typy sérií vulkanogénnych útvarov. Prvý, nazývaný homodóm, začína základnými horninami - bazaltmi, ustupujúcimi útvarom s postupne sa zväčšujúcimi objemami stredných a kyslých hornín. Druhá séria je antidromická, začína formáciami prevažne felsického zloženia s nárastom úlohy základného vulkanizmu ku koncu série. Prvý je teda spojený s plášťovým vulkanizmom a vysokou priepustnosťou kôry a až keď priepustnosť klesá a kôra sa zahrieva hlbokým teplom, druhá sa začína podieľať na tvorbe magmy. Antidromická séria je charakteristická pre geologické štruktúry s hrubou, slabo priepustnou kontinentálnou kôrou, kedy je priamy prienik tavenín plášťa na povrch obtiažny. S materiálom zemskej kôry interagujú tým intenzívnejšie, čím viac sa ohrieva. Čadičové útvary sa objavujú až neskôr, keď kôra pod tlakom plášťových magmat praská.

Homodromické série vulkanických útvarov sú charakteristické pre oceány a geosynklinálne mobilné pásy a odrážajú formovanie oceánskej a kontinentálnej kôry. Antidromické série sú charakteristické pre štruktúry, ktoré sú uložené na kontinentálnej kôre zahriatej po predchádzajúcom cykle magmatizmu. Typickým príkladom sú okrajové moria a kontinentálne rifty, ktoré vznikajú bezprostredne po orogenéze (epiorogénne rifty). Od začiatku magmatických cyklov sa v nich objavujú plášťovo-kôrové a kôrové horniny stredného a kyslého zloženia, ktoré pri deštrukcii (deštrukcii) kontinentálnej kôry ustupujú zásaditým. Ak tento proces zachádza dostatočne ďaleko, ako napríklad v okrajových moriach, potom je kontinentálna kôra nahradená oceánskou v dôsledku komplexného súboru procesov, vrátane rozšírenia.

Procesy premeny kôry v dlhodobo sa rozvíjajúcich mobilných pásoch geosynklinálneho typu, ktoré sú svojou štruktúrou veľmi heterogénne, sú najrozmanitejšie a viacsmerné. Obsahujú štruktúry s režimom extenzie aj s režimom kompresie a typ premeny kôry závisí od prevahy určitých procesov. Spravidla však dominujú procesy tvorby novej kontinentálnej kôry, ktorá sa pripája k predtým vytvorenej a zväčšuje jej plochu. Nie vždy sa to však deje, pretože napriek rozsiahlym oblastiam, ktoré zaberajú mobilné pásy rôzneho veku, je veľká väčšina kontinentálnej kôry archaického veku. V dôsledku toho došlo aj k deštrukcii už vytvorenej kontinentálnej kôry v rámci mobilných pásov. Svedčí o tom aj prerezanie štruktúr okrajov kontinentov oceánskou kôrou.

Vulkanizmus odráža vývoj Zeme počas jej geologickej histórie. Nezvratnosť vývoja Zeme sa prejavuje vymiznutím alebo prudkým poklesom objemu niektorých typov hornín (napríklad komatitov) spolu s objavením sa alebo zvýšením objemu iných (napríklad alkalických hornín). Všeobecný trend evolúcie naznačuje postupný útlm hlbokej (endogénnej) aktivity Zeme a nárast procesov spracovania kontinentálnej kôry pri tvorbe magmy.

Vulkanizmus je indikátorom geodynamických podmienok rozšírenia a prevládajúcej kompresie, ktoré existujú na Zemi. Typomorfný pre prvý je plášťový vulkanizmus, pre druhý plášťovo-kôrový a kôrový.

Vulkanizmus odráža prítomnosť cyklickosti na pozadí všeobecného nezvratného vývoja Zeme. Cyklickosť určuje opakovateľnosť formačných sérií v jednom oddelene a v rôznom čase, ale v rovnakom type geologických štruktúr.

Vývoj vulkanizmu v geoštruktúrach Zeme je indikátorom tvorby zemskej kôry a jej deštrukcie (deštrukcie). Tieto dva procesy nepretržite transformujú zemskú kôru, pričom sa uskutočňuje výmena hmoty medzi pevnými obalmi zeme – kôrou a plášťom.

* * *
Tatyana Ivanovna Frolova - profesorka Katedry petrológie, Geologická fakulta Moskovskej štátnej univerzity Lomonosova M.V. Lomonosov, ctený profesor Moskovskej štátnej univerzity, riadny člen Akadémie prírodných vied (RANS) a Medzinárodnej akadémie vied pre vyššie vzdelávanie; špecialista v oblasti vulkanizmu mobilných pásov Zeme - starovekých (Ural) a moderných (aktívny okraj západného Pacifiku); autor monografií: „Geosynklinálny vulkanizmus“ (1977), „Vznik vulkanických sérií ostrovných oblúkov“ (1987), „Magmatizmus a premena zemskej kôry aktívnych okrajov“ (1989) atď.

VOLKANIZMUS, súbor endogénnych procesov spojených so vznikom a pohybom magmy v útrobách Zeme a jej erupciou na povrchu súše, na dne morí a oceánov. Je neoddeliteľnou súčasťou magmatizmu. V procese vulkanizmu vznikajú v hlbinách zeme magmatické komory, horniny okolo ktorých sa vplyvom vysokej teploty a chemického pôsobenia magmy môžu meniť. Keď sa magmatická tavenina dostane na povrch Zeme, je pozorovaný najpozoruhodnejší prejav vulkanizmu - sopečná erupcia, ktorá spočíva vo vyliatí alebo tryskaní tekutej lávy (výron), vytláčaní viskóznej lávy (extrúzia), deštrukcii vulkanickej štruktúry tzv. výbuch a vyvrhnutie pevných produktov sopečnej činnosti (výbuch). V dôsledku erupcií rôznych typov a síl vznikajú sopky rôznych tvarov a veľkostí, vznikajú vulkanické horniny. Vulkanizmus je spojený s javmi, ktoré predchádzajú (predzvesti), sprevádzajú a dokončujú (post-vulkanické javy) sopečné erupcie. Medzi predzvesti pozorované niekoľko hodín až niekoľko storočí pred erupciou patria niektoré sopečné zemetrasenia, deformácie zemského povrchu a vulkanických štruktúr, akustické javy, zmeny geofyzikálnych polí, zloženie a intenzita fumarolických plynov (z aktívnych sopiek) atď.

javy pozorované počas erupcií: sopečné explózie, súvisiace rázové vlny, prudké skoky atmosférického tlaku, elektrifikované erupčné (eruptívne) oblaky s požiarmi Elmo, blesky, sopečné popolčeky a kyslé dažde, výskyt laharov (výlevy bahenných kameňov), vznik cunami - pri páde veľkých objemov zosuvov pôdy a výbušných nánosov do vody. Medzi sopečné javy patrí aj pokles úrovne slnečného žiarenia a teploty, výskyt fialových západov slnka spôsobený zakalením atmosféry sopečným prachom a aerosólmi pri katastrofických výbušných erupciách. Po erupciách sú pozorované postvulkanické javy spojené s ochladzovaním magmatickej komory – výrony sopečných plynov (fumaroly) a termálnych vôd (termálne pramene, gejzíry a pod.).

Podľa miesta prejavu sa vulkanizmus rozlišuje pozemský, podvodný a subaerický (pod vodou-povrch); podľa zloženia produktov erupcie - sekvenčne diferencovaný bazalt-andezit-ryolit, kontrastne diferencovaný bazalt-ryolit (bimodálny), alkalický, alkalicko-ultrabázický, zásaditý, kyslý a iný vulkanizmus je najcharakteristickejší pre konvergentné hranice litosférických dosiek, kde sa v procese ich protiinterakcie vytvárajú vulkanické pásy (ostrovno-oblúkové a okrajovo-kontinentálne) nad zónou subdukcie (subdukcie) jednej dosky pod druhú alebo v oblasti zrážky (zrážky) ich kontinentálnych častí. Vulkanizmus sa vo veľkej miere prejavuje aj na divergentných hraniciach litosférických platní, ohraničených stredooceánskymi hrebeňmi, kde, ako sa platne vzďaľujú v priebehu podmorskej sopečnej činnosti, dochádza k novej tvorbe oceánskej kôry. Vulkanizmus je charakteristický aj pre vnútorné časti litosférických dosiek - štruktúry horúcich miest, kontinentálne riftové systémy, pascové provincie kontinentov a vnútrooceánske čadičové plošiny.

Vulkanizmus sa začal v raných fázach vývoja Zeme a stal sa jedným z hlavných faktorov pri formovaní litosféry, hydrosféry a atmosféry. Vývoj všetkých troch škrupín v dôsledku vulkanizmu pokračuje: objem hornín v litosfére sa ročne zväčší o viac ako 5-10 km 3 a do atmosféry sa ročne dostane priemerne 50-100 miliónov ton sopečných plynov, z ktorých niektoré sa vynakladá na premenu hydrosféry. S vulkanizmom sú geneticky spojené mnohé ložiská kovových (zlato, striebro, neželezné kovy, arzén atď.) a nekovových (síra, boritany, prírodné stavebné materiály a pod.) nerastov, ako aj geotermálnych zdrojov.

Prejavy vulkanizmu boli identifikované na všetkých planétach terestriálnej skupiny. Na Merkúre, Marse a Mesiaci už vulkanizmus pravdepodobne skončil (alebo takmer skončil) a intenzívne pokračuje len na Venuši. Koncom 20. - začiatkom 21. storočia boli objavené vulkanické formy a prebiehajúca vulkanická činnosť na satelitoch Jupitera a Saturna - Európa, Io, Callisto, Ganymede, Titan. Na Európe a Io je zaznamenaný špecifický typ vulkanizmu - kryovulkanizmus (erupcia ľadu a plynu).

Lit .: Melekestsev IV Vulkanizmus a formovanie reliéfu. M., 1980; Rast H. Sopky a vulkanizmus. M., 1982; Vladavec V. I. Príručka vulkanológie. M., 1984; Markhinin E. K. Vulkanizmus. M., 1985.

VOLKANIZMUS
súbor procesov a javov spojených s pohybom magmy (spolu s plynmi a parou) vo vrchnom plášti a zemskej kôre, jej výlevom v podobe lávy alebo vyvrhovaním na povrch pri sopečných erupciách (pozri aj SOPUKY). Niekedy veľké objemy magmy vychladnú a stuhnú skôr, ako dosiahnu povrch Zeme; v tomto prípade tvoria magmatické intrúzie.

MAGMATICKÉ VNIKNUTIA
Veľkosti a tvary intruzívnych telies možno posúdiť, keď sú aspoň čiastočne vystavené erózii. Väčšina intrúzií sa vytvorila vo významných hĺbkach (stovky a tisícky metrov) a nachádza sa pod hrubou vrstvou hornín a len málo z nich sa v procese formovania dostalo na povrch. Pomerne malé intruzívne telesá boli následkom následnej erózie úplne obnažené. Teoreticky majú intruzívne telá akúkoľvek veľkosť a akýkoľvek tvar, ale zvyčajne ich možno pripísať jednej z odrôd, ktorá sa vyznačuje určitou veľkosťou a tvarom. Hrádze sú doskovité telesá intruzívnych vyvrelín, zreteľne ohraničené rovnobežnými stenami, ktoré prenikajú do hostiteľských hornín (alebo s nimi nekonformne ležia). Hrádze majú priemer od niekoľkých desiatok centimetrov do desiatok a stoviek metrov, spravidla však nepresahujú 6 m a ich dĺžka môže dosiahnuť niekoľko kilometrov. Zvyčajne sa v tej istej oblasti nachádzajú početné hrádze, ktoré majú podobný vek a zloženie. Jedným z mechanizmov vzniku hrádzí je vypĺňanie trhlín v hostiteľských horninách magmatickou taveninou. Magma rozširuje trhliny a čiastočne sa topí a pohlcuje okolité horniny, čím vytvára a vypĺňa komoru. V blízkosti kontaktu so stenou majú hrádze v dôsledku pomerne rýchleho ochladzovania jemnozrnnú textúru. Hostiteľská hornina môže byť zmenená tepelným pôsobením magmy. Hrádze sú často odolnejšie voči erózii ako nástenné skaly a ich výbežky tvoria úzke hrebene alebo steny. Parapety sú plošné intrúzie podobné hrádzam, ale vyskytujú sa v súlade s (zvyčajne horizontálnymi) vrstvami hostiteľskej horniny. Parapety majú podobnú hrúbku a dĺžku ako hrádze, pričom hrubšie parapety sa vyskytujú častejšie. Palisádový prah v oblasti známeho brehu rieky Hudson oproti New Yorku bol pôvodne hrubý cez 100 m a cca. 160 km. Hrúbka prahu Wyn na severe Anglicka presahuje 27 m. Laccoliths sú šošovkovité intruzívne telesá s konvexnými alebo klenutými hornými plochami a relatívne plochými spodnými plochami. Rovnako ako prahy, ležia v súlade s vrstvami obklopujúcich nánosov. Lakolity sa tvoria z magmy prúdiacej buď cez hrádza v tvare zásobných kanálov zospodu alebo z prahu, ako napríklad známe lakolity v pohorí Henry v Utahu, ktoré majú priemer niekoľko kilometrov. Nachádzajú sa však aj väčšie lakolity. Bismality sú špeciálna odroda lakolitov - valcovité intrúzie, porušené trhlinami alebo zlommi, s vyvýšenou strednou časťou. Lopolity sú veľmi veľké šošovkovité intruzívne telesá, v centrálnej časti konkávne (tasovité), vyskytujúce sa viac-menej podľa štruktúr hostiteľských hornín. Jeden z najväčších lopolitov (približne 500 km v priemere) bol nájdený v Transvaale (Južná Afrika). Ďalší pomerne veľký lopolit sa nachádza v oblasti ložiska niklu Sudbury (Ontário, Kanada). Batolity sú veľké nepravidelne tvarované intruzívne telesá rozširujúce sa smerom nadol, idúce do značnej hĺbky (ich chodidlá spravidla nie sú vystavené erózii). Rozloha kúpeľov môže dosiahnuť niekoľko tisíc kilometrov štvorcových. Často sa vyskytujú v centrálnych častiach vrásnených hôr, kde ich štrajk vo všeobecnosti zodpovedá horskému systému. Zvyčajne však batolity pretínajú hlavné štruktúry. Batolity sú zložené z hrubozrnných granitov. Povrch batolitu môže byť veľmi nerovný s výrastkami, výčnelkami a procesmi. Okrem toho sa v hornej časti batolitu môžu nachádzať veľké hranoly materských hornín, ktoré sa nazývajú strešné zvyšky. Ako mnohé iné intruzívne telesá, aj batolity sú obklopené zónou (halo) hornín zmenených (metamorfovaných) v dôsledku tepelného pôsobenia magmy. Veľkosť batolitov je taká veľká, že dodnes nie je celkom jasné, ako k ich vpádu dochádza. Predpokladá sa, že k vytvoreniu batolitovej komory dochádza v dôsledku zrútenia veľkých blokov horninového podložia na roztavenú magmu a následne ich absorpcie, topenia a asimilácie magmou (tzv. hypotéza magmatického kolapsu). Menej častou hypotézou je, že žulové batolitové horniny sú pretavené a rekryštalizované stenové horniny s malým prídavkom nového vyvreliny (hypotéza granitizácie). Pažby – podobné batolitom, ale sú menšie. Bežne sú zásoby definované ako batolitické intruzívne telesá s rozlohou menšou ako 100 km2. Niektoré z nich sú kupolovité výčnelky na povrchu batolitu. Krky sú valcovité rušivé telesá, ktoré vypĺňajú prieduchy sopiek, zvyčajne s priemerom nie väčším ako 1,5 km. Vulkanické krky sú silnejšie ako hostiteľské horniny, vďaka čomu po zničení sopečných štruktúr eróziou zostávajú v reliéfe vo forme veží alebo strmých kopcov.
Iné magmatické prieniky. Existuje veľké množstvo odrôd malých intruzívnych telies, ktoré sú zriedkavejšie ako tie, o ktorých sme hovorili vyššie. Medzi nimi vynikajú fakolity - konformne sa vyskytujúce, bikonvexné, šošovkovité telesá, vytvorené spravidla v hrebeňoch antiklinály alebo v priehlbinách (závesoch) synklinál; apofýzy - vetvy z väčších dotieravých telies, ktoré majú nepravidelný tvar; kužeľové hrádze alebo kužeľové vrstvy, oblúkové hrádze, jemne sa vrhajúce do stredu oblúka, pravdepodobne vytvorené ako výsledok vyplnenia sústredných trhlín nad magmatickými komorami; prstencové hrádze - zvislé hrádze, ktoré majú v pôdoryse okrúhly alebo oválny tvar a vznikajú pri vypĺňaní prstencových porúch, ktoré vznikajú pri poklese podkladovej vyvreliny.

Collierova encyklopédia. - Otvorená spoločnosť. 2000 .

Synonymá:

Pozrite sa, čo je „VOLCANISM“ v iných slovníkoch:

1) geologická doktrína, ktorá pripisuje vznik zemskej kôry a otrasy na zemeguli pôsobeniu ohňa. 2) to isté ako plutonizmus. Slovník cudzích slov zahrnutých v ruskom jazyku. Chudinov A.N., 1910. VOLKANIZMUS Systém geológov, ... ... Slovník cudzích slov ruského jazyka

Súbor procesov a javov spojených s pohybom magmy. hmôt a často sprevádzajúce produkty plyn-voda z hlbokých častí zemskej kôry na povrch. V užšom zmysle V. súhrn javov spojených so sopkou. a sprevádzať ju...... Geologická encyklopédia

Súhrn javov spôsobených prenikaním magmy z hlbín Zeme na jej povrch ... Veľký encyklopedický slovník

Geologický proces spôsobený aktivitou magmy v hĺbke zemského povrchu ... Geologické pojmy

VOLCANISM (volcanism), sopečná činnosť. Termín je všeobecný pre všetky aspekty procesu: erupcie roztavených a plynných más, vytváranie hôr a kráterov, výskyt lávových prúdov, gejzírov a horúcich prameňov ... Vedecko-technický encyklopedický slovník

VOLCANISM, volcanism, pl. nie, manžel. (geol.). Činnosť vnútorných síl zemegule, ktorá vedie k zmene geologickej stavby zemskej kôry a sprevádza ju sopečné erupcie, zemetrasenia. Vysvetľujúci slovník Ushakova. D.N. Ušakov. 1935... Vysvetľujúci slovník Ushakova

Exist., počet synoným: 1 kryovulkanizmus (1) ASIS Synonym Dictionary. V.N. Trishin. 2013... Slovník synonym

vulkanizmus- a, m. vulkanizmus m. nemecký Súbor javov spojených s pohybom roztavenej tekutej hmoty (magmy) v zemskej kôre a jej výlevom na povrch Zeme. BAS 2. Tu .. pre oblasť približne rovnajúcu sa celej oblasti ​​Belgicko ... ... Historický slovník galicizmov ruského jazyka

vulkanizmus- Endogénny proces spojený s pohybom magmy a súvisiacich produktov plynu a vody z hlbokých zón na povrch. [Slovník geologických pojmov a pojmov. Tomsk State University] Témy geológia, geofyzika Zovšeobecnenie ... ... Technická príručka prekladateľa

vulkanizmus- súbor procesov a javov spojených s výlevom magmy na povrch Zeme. Syn.: sopečná činnosť... Geografický slovník

Sopečná erupcia na Io ... Wikipedia

knihy

• Vulkanizmus a sulfidické mohyly paleooceánskeho okraja. Na príklade pyritových zón Uralu a Sibíri Zaikov V. V. Monografia popisuje vulkanizmus a obsah rudy v paleozoických trhlinách okrajových morí, ensimatických ostrovných oblúkoch a medzioblúkových panvách. Na príklade Uralu na Sibíri sa ukazuje, že ...

Magmatizmus je súbor procesov a javov spojených s činnosťou magmy. Magma je ohnivo-kvapalná prírodná zvyčajne silikátová tavenina obohatená o prchavé zložky (H 2 O, CO 2, CO, H 2 S atď.). Nízkosilikátové a nesilikátové magmy sú zriedkavé. Kryštalizácia magmy vedie k tvorbe magmatických (vyvrelých) hornín.

K tvorbe magmatických tavenín dochádza v dôsledku topenia miestnych oblastí plášťa alebo zemskej kôry. Väčšina taviacich centier sa nachádza v relatívne malých hĺbkach v rozmedzí od 15 do 250 km.

Existuje niekoľko dôvodov na topenie. Prvý dôvod je spojený s rýchlym vzostupom horúcej plastovej hlbinnej hmoty z oblasti vysokého tlaku do oblasti nižšieho tlaku. Pokles tlaku (pri absencii výraznej zmeny teploty) vedie k začiatku topenia. Druhý dôvod súvisí so zvýšením teploty (pri absencii zmeny tlaku). Dôvodom zahrievania hornín je zvyčajne vnikanie horúcich magmat a prúdenie tekutín, ktoré ich sprevádza. Tretí dôvod je spojený s dehydratáciou minerálov v hlbokých zónach zemskej kôry. Voda, ktorá sa uvoľňuje pri rozklade minerálov, prudko (o desiatky - stovky stupňov) znižuje teplotu začiatku tavenia hornín. Topenie teda začína v dôsledku objavenia sa voľnej vody v systéme.

Často sa kombinujú tri uvažované mechanizmy tvorby taveniny: 1) vzostup astenosférickej hmoty do oblasti nízkeho tlaku vedie k začiatku jej topenia - 2) vytvorená magma preniká do litosférického plášťa a spodnej kôry, čo vedie k čiastočné tavenie hornín, ktoré ich tvoria - 3) stúpanie tavenín do menej hlbokých zón zemskej kôry, kde sú prítomné minerály obsahujúce hydroxylové skupiny (sľudy, amfiboly), vedie zase k taveniu hornín pri uvoľňovaní z vody.

Keď už hovoríme o mechanizmoch tvorby taveniny, treba poznamenať, že vo väčšine prípadov nedochádza k úplnému, ale iba čiastočnému roztaveniu substrátu (tavenie hornín). Vznikajúce centrum tavenia je pevná hornina preniknutá kapilárami naplnenými taveninou. Ďalší vývoj komory je spojený buď s vytláčaním tejto taveniny, alebo so zväčšením jej objemu, čo vedie k vytvoreniu "magmatickej kaše" - magmy nasýtenej žiaruvzdornými kryštálmi. Pri dosiahnutí 30-40 objemových % taveniny táto zmes nadobúda vlastnosti kvapaliny a je vytláčaná do oblasti nižších tlakov.

Pohyblivosť magmy je určená jej viskozitou, ktorá závisí od chemického zloženia a teploty. Najnižšiu viskozitu majú hlbinné plášťové magmy, ktoré majú vysokú teplotu (v čase vzniku až 1600-1800 0 C) a obsahujú málo oxidu kremičitého (SiO 2). Najvyššiu viskozitu majú magmy, ktoré vznikli tavením materiálu vrchnej kontinentálnej kôry pri dehydratácii minerálov: vznikajú pri teplote 700 – 600 0 C a sú maximálne nasýtené oxidom kremičitým.

Tavenina vytlačená z intergranulárnych pórov sa filtruje smerom nahor rýchlosťou niekoľko centimetrov až niekoľko metrov za rok. Ak sa pozdĺž trhlín a zlomov dostane značné množstvo magmy, rýchlosť ich vzostupu je oveľa vyššia. Podľa výpočtov rýchlosť stúpania niektorých ultrabázických magm (výlev na povrch viedol k vzniku vzácnych výlevných ultrabázických hornín - komatiitov) dosahovala 1-10 m/s.

Vzorce vývoja magmy a tvorby vyvrelých hornín

Zloženie a vlastnosti hornín vytvorených z magmy sú určené kombináciou nasledujúcich faktorov: počiatočné zloženie magmy, procesy jej vývoja a podmienky kryštalizácie. Všetky vyvrelé horniny sú rozdelené do 6 rádov podľa kyslosti kremíka:

Magmatické taveniny pochádzajú z plášťa alebo vznikajú v dôsledku tavenia hornín v zemskej kôre. Ako je známe, chemické zloženie plášťa a kôry je odlišné, čo primárne určuje rozdiely v zložení magmy. Magmy vznikajúce tavením plášťových hornín, podobne ako tieto samotné horniny, sú obohatené o zásadité oxidy - FeO, MgO, CaO, preto majú takéto magmy ultrabázické a zásadité zloženie. Pri ich kryštalizácii vznikajú ultrabázické a zásadité vyvreliny, resp. Magmy vznikajúce tavením kôrových hornín ochudobnených o zásadité oxidy, ale výrazne obohatené o oxid kremičitý (typický kyslý oxid), majú kyslé zloženie; pri ich kryštalizácii vznikajú kyslé horniny.

Primárne magmy však v priebehu evolúcie často podliehajú významným zmenám v zložení, ktoré súvisia s procesmi diferenciácie kryštalizácie, segregácie a hybridizmu, čo vedie k vzniku rôznych vyvrelých hornín.

kryštalizačná diferenciácia. Ako je známe, podľa Bowenovej série nie všetky minerály kryštalizujú súčasne – ako prvé sa z taveniny oddeľujú olivíny a pyroxény. S hustotou väčšou ako zvyšková tavenina, ak viskozita magmy nie je príliš vysoká, usadia sa na dne magmatickej komory, čo zabráni ich ďalšej reakcii s taveninou. V tomto prípade sa zvyšková tavenina bude líšiť chemickým zložením od pôvodnej (pretože niektoré prvky sú zahrnuté v zložení minerálov) a obohatená o prchavé zložky (nie sú zahrnuté v mineráloch skorej kryštalizácie). V dôsledku toho minerály skorej kryštalizácie v tomto prípade tvoria jednu horninu a zvyšná magma vytvorí iné horniny odlišného zloženia. Pre zásadité taveniny sú typické procesy kryštalizačnej diferenciácie; Precipitácia femických minerálov vedie k vrstveniu v magmatickej komore: jej spodná časť nadobúda ultramafické zloženie, zatiaľ čo jej horná časť získava základné. Za priaznivých podmienok môže diferenciácia viesť k uvoľneniu malého objemu felsickej taveniny z primárnej mafickej magmy (ktorá bola študovaná na príklade zamrznutých lávových jazier Alae na Havajských ostrovoch a sopiek na Islande).

Segregácia je proces oddeľovania magmy s poklesom teploty na dve nemiešateľné taveniny s rôznym chemickým zložením (v najvšeobecnejšej forme možno priebeh tohto procesu znázorniť ako proces oddeľovania vody a oleja z ich zmesi). V súlade s tým budú z oddelenej magmy kryštalizovať horniny rôzneho zloženia.

hybridizmus ("hybrida" - zmes) je proces miešania magmy rôzneho zloženia alebo asimilácia hostiteľských hornín magmou. Interakciou s hostiteľskými horninami rôzneho zloženia, zachytávaním a spracovaním ich úlomkov sa magmatická tavenina obohacuje o nové zložky. Proces tavenia alebo úplnej asimilácie cudzieho materiálu magmou sa označuje termínom asimilácia ("assimillato" - asimilácia). Napríklad interakciou mafických magmat s horninami felzickej steny vznikajú hybridné horniny stredného zloženia. Alebo naopak, prenikanie kremičitej magmy do hornín bohatých na zásadité oxidy môže viesť aj k tvorbe intermediárnych hornín.

Malo by sa tiež vziať do úvahy, že počas vývoja taveniny sa môžu vyššie uvedené procesy kombinovať.

ďalej z rovnakého chemického zloženia magmy môžu vzniknúť rôzne horniny. Môžu za to rôzne podmienky kryštalizácie magmy a predovšetkým hĺbka.

Podľa podmienok hĺbky formovania (alebo na základe facie) sa vyvreliny delia na horniny intruzívne, čiže hlbinné a výlevné, čiže vyvreté. dotieravé skaly vznikajú pri kryštalizácii magmatickej taveniny v hĺbke v horninových vrstvách; V závislosti od hĺbky formácie sa delia na dve facie: 1) priepasťové skaly vytvorené v značnej hĺbke (niekoľko km), a 2) hypabysálny, ktoré vznikli v pomerne malej hĺbke (asi 1-3 km). výlevné horniny vznikajú v dôsledku tuhnutia lávy vyliatej na hladinu alebo dno oceánov.

Rozlišujú sa teda tieto hlavné facie: priepasťová, hypabysálna a výlevná. Okrem troch menovaných facií sú aj subvulkanický a žily plemená. Prvé z nich vznikajú v podmienkach blízkeho povrchu (do niekoľkých stoviek metrov) a majú blízku podobnosť s výlevnými horninami; tie druhé sú blízke hypabyssal. Výlevné horniny sú často sprevádzané o pyroklastickýútvary pozostávajúce z úlomkov efuzív, ich minerálov a vulkanického skla.

Kresba - facies

Značné rozdiely v charaktere prejavu magmatických procesov v hĺbkových a povrchových podmienkach vyvolávajú potrebu rozlišovať medzi intruzívnymi a efuzívnymi procesmi.

Intruzívny magmatizmus

Intruzívne procesy sú spojené so vznikom a pohybom magmy pod povrchom Zeme. Magmatické taveniny vytvorené v hlbinách Zeme majú hustotu nižšiu ako hustota okolitých pevných hornín a keďže sú pohyblivé, prenikajú do nadložných horizontov. Proces vnikania magmy je tzv prenikanie (od "intrusio" - implementácia). Ak magma stuhne pred dosiahnutím povrchu (medzi hostiteľskými horninami), potom sa vytvoria intruzívne telesá. Vo vzťahu k hostiteľským horninám sa intrúzie delia na spoluhlásky(zhodne) a disidentov(nesúladný). Prvé ležia v súlade s hostiteľskými horninami, bez prekročenia hraníc ich vrstiev; tí druhí majú sečné kontakty. Podľa tvaru sa rozlišuje množstvo odrôd dotieravých tiel.

Spoluhláskové formy intruzív zahŕňajú parapet, lopolit, laccolith a iné menej bežné. Silla sú prispôsobivé listovité intruzívne telesá vytvorené v podmienkach rozťahovania zemskej kôry. Ich hrúbka sa pohybuje od desiatok cm do stoviek metrov.Vniknutie veľkého množstva prahov do vrstvenej vrstvy vytvára niečo ako poschodovú tortu. Zároveň v dôsledku erózie vytvárajú silné vyvrelé horniny v reliéfe „stupne“ ( Angličtina "parapet" - prah). Takéto viacúrovňové prahy zložené z mafických hornín sú rozšírené na Sibírskej platforme (ako súčasť Tunguzskej syneklízy), na Hindustane (Dean) a iných platformách. lopolitov- Sú to veľké spoluhláskové dotieravé tanierovité telesá. Hrúbka lopolitov dosahuje stovky metrov a priemer je desiatky kilometrov. Najväčší je Bushveld v Južnej Afrike. Vznikol v podmienkach tektonického rozšírenia a poklesu. Laccoliths- spoluhláskové dotieravé teleso hríbovitého tvaru. Strecha lakolitu má konvexný klenutý tvar, podošva je zvyčajne vodorovná. Klasickým príkladom sú prieniky Henry Mountains v Severnej Amerike. Vznikajú v podmienkach výrazného tlaku prenikajúcej magmy na vrstvené hostiteľské horniny. Sú to plytké prieniky, keďže v hlbokých horizontoch tlak magmy nedokáže prekonať tlak mocných vrstiev nadložných hornín.

Medzi najčastejšie nezhody patria hrádze, žily, pažby a batolity. hrádzu- nesúvislé vnikavé teleso tanierovitého tvaru. Vznikajú v hypabysálnych a subvulkanických podmienkach, keď je magma umiestnená pozdĺž zlomov a puklín. V dôsledku exogénnych procesov sa obklopujúce sedimentárne hrádze ničia rýchlejšie ako hrádze, ktoré sa v nich vyskytujú, vďaka čomu sa v reliéfe podobajú zničeným stenám ( názov z angličtiny "hrádza", "hrádzka" - bariéra, kamenná stena). žily nazývané malé sečné telesá nepravidelného tvaru. skladom (od neho. "Stock" - palica, kmeň) je nekonformné rušivé stĺpovité teleso. Najväčšie prieniky sú batolity zahŕňajú intruzívne telesá s rozlohou viac ako 200 km 2 a hrúbkou niekoľkých km. Batolity sú zložené z kyslých priepastných hornín, ktoré vznikli počas topenia zemskej kôry v oblastiach horskej výstavby. Je pozoruhodné, že granitoidy, ktoré tvoria batolity, vznikajú jednak v dôsledku tavenia primárnych sedimentárnych "sialických" hornín (S-granity), ako aj pri tavení primárnych magmatických, vrátane základných "ženských" hornín (I-granity). ). Uľahčuje to predbežné spracovanie pôvodných hornín (substrát) hĺbkovými tekutinami, ktoré do nich vnášajú alkálie a oxid kremičitý. Magmy vzniknuté v dôsledku veľkorozmerného tavenia môžu v mieste svojho vzniku kryštalizovať, vytvárať autochtónne prieniky alebo vniknúť do hostiteľských skál - alochtónne intrúzie.

Všetky veľké hlboké intruzívne telesá (kúpele, pažby, lopolity atď.) sa často spájajú pod všeobecný pojem plutónmi. Ich menšie konáre sú tzv apofýzy.

Formy výskytu intruzívnych telies

Pri interakcii s hostiteľskými horninami („rám“) má na ne magma tepelný a chemický účinok. Vrtá sa zóna zmeny v blízkokontaktnej časti hostiteľských hornín exokontakt. Hrúbka takýchto zón sa môže meniť od niekoľkých cm až po desiatky km, v závislosti od povahy hostiteľských hornín a nasýtenia magmy tekutinami. Intenzita zmien sa môže tiež výrazne líšiť: od dehydratácie a mierneho zhutnenia hornín až po úplné nahradenie pôvodného zloženia novými minerálnymi paragenézami. Na druhej strane samotná magma mení svoje zloženie. K tomu dochádza najintenzívnejšie v okrajových častiach intrúzie. Zóna zmenených vyvrelín v okrajovej časti intrúzie je tzv endokontakt zónu. Endokontaktné zóny (facie) sa vyznačujú nielen zmenami v chemickom (a v dôsledku toho aj minerálnym) zložením hornín, ale aj rozdielmi v štrukturálnych a textúrnych vlastnostiach, niekedy saturáciou. xenolitov(zachytené inklúziami magmy) hostiteľských hornín. Pri štúdiu a mapovaní území, v rámci ktorých sa kombinuje niekoľko intruzívnych telies, je veľmi dôležitá správna identifikácia fáz a facií. Každý realizačná fáza sú magmatické telesá vytvorené vniknutím jednej časti magmy. Telesá patriace do rôznych penetračných fáz sú oddelené sečnými kontaktmi. Rozmanitosť facie môže byť spojená nielen s prítomnosťou niekoľkých fáz, ale aj s tvorbou endokontaktných zón. Pre endokontaktné facie je charakteristická skôr prítomnosť postupných prechodov medzi horninami (kvôli poklesu vplyvu hostiteľských hornín so vzdialenosťou od kontaktu), než ostré hranice.

Sopečné procesy

Taveniny a plyny uvoľnené v útrobách planéty sa môžu dostať na povrch, čo vedie k sopečná erupcia- proces žeravých alebo horúcich pevných, kvapalných a plynných vulkanických produktov vstupujúcich na povrch. Výstupné otvory, ktorými vulkanické produkty vstupujú na povrch planéty, sa nazývajú sopky (Vulkán je v rímskej mytológii boh ohňa.). V závislosti od tvaru výtoku sa sopky delia na puklinové a centrálne. Puklinové sopky, alebo lineárny typ majú vývod v podobe rozšírenej trhliny (porucha). K erupcii dochádza buď pozdĺž celej trhliny, alebo v jej jednotlivých úsekoch. Takéto sopky sú obmedzené na zóny oddelenia litosférických dosiek, kde sa v dôsledku rozťahovania litosféry vytvárajú hlboké zlomy, pozdĺž ktorých sa zavádzajú čadičové taveniny. Aktívne úseky sú oblasti stredooceánskych chrbtov. Sopečné ostrovy Islandu, ktoré predstavujú výstup Stredoatlantického hrebeňa nad hladinou oceánu, sú jednou z vulkanicky najaktívnejších častí planéty, nachádzajú sa tu typické puklinové sopky.

Pri sopkách centrálny typ k erupcii dochádza cez kanál podobný prívodnej rúrke - ústa- prechádzajúci zo sopečnej komory na povrch. Horná časť prieduchu, ktorý ústi na povrch, sa nazýva kráter. Sekundárne výstupné kanály môžu odbočovať z hlavného prieduchu pozdĺž trhlín, čo vedie k vzniku bočných kráterov. Sopečné produkty pochádzajúce z krátera tvoria sopečné štruktúry. Často sa pod pojmom "sopka" chápe kopec s kráterom na vrchole, ktorý tvoria produkty erupcie. Tvar vulkanických štruktúr závisí od charakteru erupcií. S pokojnými výlevmi tekutých čadičových láv, plochý štítové sopky. V prípade erupcie viskóznejších láv a (alebo) výronov pevných produktov sa vytvárajú sopečné kužele. K vytvoreniu vulkanickej štruktúry môže dôjsť v dôsledku jedinej erupcie (takéto sopky sú tzv. monogénne), alebo v dôsledku viacerých erupcií (sopky polygénne). Polygénne sopky postavené zo striedajúcich sa lávových prúdov a uvoľneného sopečného materiálu sú tzv stratovulkány.

Ďalším dôležitým kritériom na klasifikáciu sopiek je úroveň ich aktivity. Podľa tohto kritéria sa sopky delia na:

1. prúd- erupcie alebo vyžarovanie horúcich plynov a vôd za posledných 3500 rokov (historické obdobie);
2. potenciálne aktívny- Holocénne sopky, ktoré vybuchli pred 3500-13500 rokmi;
3. podmienečne zaniknutý sopky, ktoré v holocéne nevykazovali aktivitu, ale zachovali si svoje vonkajšie formy (mladšie ako 100 tisíc rokov);
4. zaniknutý- Sopky, výrazne prepracované eróziou, schátrané, neaktívne počas posledných 100 tisíc rokov.

Schematické znázornenia centrálnej (hore) a štítovej (dolnej) sopky (po Rast, 1982)

Produkty sopečných erupcií sa delia na kvapalné, pevné a plynné.

pevné erupcie prezentované pyroklastické horniny (z gréčtiny "ryg" - oheň a "klao" - zlomím, zlomím) - klastické horniny vznikajúce v dôsledku nahromadenia materiálu vyvrhnutého počas sopečných erupcií. Rozdelený na endoklastitída, vznikajúce pri rozstrekovaní a tuhnutí lávy, a exoklastity vznikol v dôsledku drvenia skôr vytvorených predkoklastických hornín. Podľa veľkosti trosiek sa delia na vulkanické bomby, lapilli, vulkanický piesok a vulkanický prach. Pod pojmom sa spája sopečný piesok a sopečný prach sopečný popol.

Sopečné bomby sú najväčšie medzi pyroklastickými formáciami, ich veľkosť môže dosiahnuť niekoľko metrov v priemere. Vznikol z úlomkov lávy vyvrhnutých z krátera. V závislosti od viskozity majú lávy rôzne tvary a povrchové sochy. Pri vyvrhovaní tekutých (hlavne bazaltových) láv vznikajú vretenovité, kvapkovité, stuhovité a atramentové bomby. Vretenovitý tvar je spôsobený rýchlou rotáciou lávy s nízkou viskozitou počas letu. Atramentová forma nastáva, keď vyvrhnutie tekutej lávy do malej výšky, ktorá nemá čas vytvrdnúť, keď dopadne na zem, sú sploštené. Páskové bomby vznikajú vytláčaním lávy cez úzke trhliny, nachádzajú sa vo forme úlomkov pások. Špecifické formy vznikajú pri prúdení čadičových láv. Tenké prúdy tekutej lávy sú fúkané vetrom a stvrdnú na vlákna, takéto formy sa nazývajú "Peleho vlasy" ( Pele - bohyňa podľa legendy žije v jednom z lávových jazier na Havajských ostrovoch). Bomby tvorené viskóznymi lávami sa vyznačujú polygonálnymi obrysmi. Niektoré bomby sa počas letu zakryjú vychladnutou stvrdnutou kôrou, ktorá je roztrhnutá plynmi uvoľnenými z interiéru. Ich povrch má podobu „chlebovej kôrky“. Sopečné bomby môžu byť zložené aj z exoklastického materiálu, najmä pri výbuchoch, ktoré ničia sopečné štruktúry.

Lapilli (z lat. "lapillus" - kamienok) sú reprezentované zaoblenými alebo hranatými vulkanickými výronmi, ktoré pozostávajú z kúskov čerstvej lávy zamrznutej počas letu, starých láv a skál, ktoré sú sopke cudzie. Veľkosť úlomkov zodpovedajúcich lapilom sa pohybuje od 2 do 50 mm.

Najmenší pyroklastický materiál je sopečný popol. Väčšina sopečných emisií sa ukladá v blízkosti sopky. Na ilustráciu toho stačí pripomenúť mestá Herculaneum, Pompeje a Stabia zasypané popolom počas erupcie Vezuvu v roku 79. Pri silných erupciách môže byť sopečný prach vyvrhnutý do stratosféry a v závese sa môže pohybovať vo vzdušných prúdoch tisíce kilometrov.

Pôvodne voľné vulkanické produkty (tzv "tefra") sú následne zhutnené a stmelené, pričom sa premenia na sopečné tufy. Ak sú úlomky pyroklastických hornín (bomby a lapily) stmelené lávou, potom lávové brekcie. Špecifické, osobitného zreteľa hodné formácie sú ignimbrites (z lat. "ignis" - oheň a "imber" - lejak). Ignimbrity sú horniny zložené zo sintrovaného kyslého pyroklastického materiálu. Ich vznik je spojený so vznikom spaľujúce mraky(alebo toky popola) - prúdy horúceho plynu, lávových kvapiek a pevných sopečných emisií, ktoré sú výsledkom intenzívneho pulzného uvoľňovania plynu počas erupcie.

Kvapalné produkty erupcií sú lávy. Láva (z ital. "lava" - zaplavujem) je tekutá alebo viskózna roztavená hmota, ktorá sa dostáva na povrch počas sopečných erupcií. Láva sa od magmy líši nízkym obsahom prchavých zložiek, čo súvisí s odplyňovaním magmy pri jej pohybe k povrchu. Charakter prúdenia lávy k povrchu je určený intenzitou uvoľňovania plynu a viskozitou lávy. Existujú tri mechanizmy prúdenia lávy - výron, extrúzia a explózia - a teda tri hlavné typy erupcií. Efuzívne erupcie sú pokojné výlevy lávy zo sopky. Extrúzia- druh erupcie sprevádzaný extrúziou viskózna láva. Extruzívne erupcie môžu byť sprevádzané explozívnym uvoľňovaním plynu, čo vedie k tvorbe horiacich mrakov. výbušné erupcie- Ide o erupcie výbušného charakteru, v dôsledku rýchleho uvoľňovania plynov.

Fácie vulkanogénnych hornín(Poľná geológia, 1989)
1-hráze, 2-prahy, lakolity, 3-explozívne podložia, 4-lavové prúdy (efuzívne podložia), 5-kupoly a obelisky (extruzívne podložia), 6-prieduchové facie, 7-hypabysálne vniknutia

Lávy, podobne ako ich rušivé náprotivky, sa primárne klasifikujú na ultrabázické, základné, stredné a felzické. Ultrabázické lávy vo fanerozoiku sú veľmi zriedkavé, hoci v prekambriu (v podmienkach intenzívnejšieho prílevu endogénneho tepla) boli oveľa rozšírenejšie. Bázické - bazaltické - lávy sú zvyčajne tekuté, čo súvisí s nízkym obsahom oxidu kremičitého a vysokou teplotou na výstupe na povrch (asi 1000-1100 0 С a viac). Vďaka svojmu kvapalnému stavu ľahko uvoľňujú plyny, čo určuje efuzívny charakter erupcií a schopnosť rozliať sa na veľké vzdialenosti vo forme prúdov a v oblastiach so slabo členitou topografiou tvoria rozsiahle kryty. Štrukturálne vlastnosti povrchu lávových prúdov umožňujú rozlíšiť medzi nimi dva typy, ktoré majú havajské názvy. Prvý typ je tzv pahoehoe(alebo lanové lávy) a tvorí sa na povrchu rýchlo tečúcich láv. Tečúca láva je pokrytá kôrou, ktorá v podmienkach aktívneho pohybu nemá čas nadobudnúť výraznú hrúbku a rýchlo sa zvrásňuje vo vlnách. Tieto „vlny“ s ďalším pohybom lávy vystupujú a vyzerajú ako laná položené vedľa seba.

Video znázorňujúce tvorbu povrchu lana

Druhý typ, tzv aa-lava, je charakteristické pre viskóznejšie bazaltové (alebo iné zloženie) lávy. V dôsledku pomalšieho toku kôra hrubne a rozpadá sa na hranaté úlomky, povrch aa lavas je nahromadením úlomkov s ostrým uhlom s hrotovitými alebo ihličkovitými výbežkami.

Tvorba láv AA (sopka Kilauea)

So zvyšujúcim sa obsahom oxidu kremičitého sa lávy stávajú viskóznejšie a tuhnú pri nižšej teplote. Ak čadičové lávy zostávajú pohyblivé pri teplotách rádovo 600-700 0 C, potom andezitové (stredné) lávy tuhnú už pri 750 0 C alebo viac. Zvyčajne najviskóznejší sú felzické dacitové a liparitické lávy. Zvýšená viskozita sťažuje separáciu plynov, čo môže viesť k explozívnym erupciám. Ak je viskozita lávy vysoká a tlak plynov relatívne nízky, dochádza k vytláčaniu. Odlišná je aj štruktúra lávových prúdov. Pre viskózne stredné a kyslé taveniny je charakteristická tvorba blokových láv. blokové lávy navonok podobné aa-lavám a líšia sa od nich absenciou ostnatých a ihličkovitých výčnelkov, ako aj tým, že bloky na povrchu majú pravidelnejší tvar a hladší povrch. Pohyb lávových prúdov, ktorých povrch je pokrytý blokovými lávami, vedie k tvorbe lávových brekciových horizontov.

Keď sa tekutá čadičová láva naleje do vody, povrch tokov rýchlo stuhne, čo vedie k vytvoreniu zvláštnych „rúr“, v ktorých sa tavenina ďalej pohybuje. Vytlačením z okraja takejto „rúrky“ do vody získa časť lávy kvapkový tvar. Keďže ochladzovanie je nerovnomerné a vnútorná časť zostáva nejaký čas v roztavenom stave, lávové „kvapky“ sa pôsobením gravitácie a hmotnosti nasledujúcich častí lávy splošťujú. Haldy takýchto láv sa nazývajú vankúšové lávy alebo vankúšové lávy (z angličtiny. "vankúš" - vankúš).

Plynné produkty erupcií reprezentované vodnou parou, oxidom uhličitým, vodíkom, dusíkom, argónom, oxidmi síry a ďalšími zlúčeninami (HCl, CH 4, H 3 BO 3, HF atď.). Teplota sopečných plynov sa pohybuje od niekoľkých desiatok stupňov až po tisíc a viac stupňov. Vo všeobecnosti sú vysokoteplotné exhaláty (HCl, CO 2, O 2, H 2 S a pod.) spojené s odplyňovaním magmy, nízkoteplotné (N 2, CO 2, H 2, SO 2) vznikajú jednak tzv. juvenilných tekutín a v dôsledku presakovania atmosférických plynov a podzemnej vody do sopky.

S rýchlym uvoľňovaním plynov z magmy alebo premenou podzemnej vody na paru, plynové erupcie. Počas erupcií tohto druhu dochádza k nepretržitému alebo rytmickému uvoľňovaniu plynu z prieduchu, žiadne emisie alebo veľmi malé množstvá popola. Silné erupcie plynu a pary prerazia kanál v skalách, z ktorého sa vyvrhujú úlomky hornín, čím sa vytvorí šachta, ktorá ohraničuje kráter. Plynové erupcie sa vyskytujú aj cez prieduchy existujúcich polygénnych sopiek (príkladom je plynová erupcia Vezuvu v roku 1906).

Druhy sopečných erupcií

V závislosti od povahy erupcií sa medzi nimi rozlišuje niekoľko typov. Základ takejto klasifikácie položil francúzsky geológ Lacroix už v roku 1908. Identifikoval 4 typy, ktorým autor priradil názvy sopiek: 1) Havajská, 2) Strombolská, 3) Vulkánska a 4) Pelejská. Navrhovaná klasifikácia nemôže zahŕňať všetky známe erupčné mechanizmy (následne bola doplnená o nové typy - islandské a pod.), no napriek tomu dnes nestratila na aktuálnosti.

Erupcie havajského typu charakterizovaný pokojným efuzívnym výronom veľmi horúcej tekutej bazaltovej magmy v podmienkach nízkeho tlaku plynu. Láva pod tlakom je vyvrhovaná do vzduchu v podobe lávových fontán, vysokých niekoľko desiatok až niekoľko stoviek metrov (pri erupcii Kilauea v roku 1959 dosiahli výšku 450 m). K erupcii zvyčajne dochádza z puklinových prieduchov, najmä v počiatočných štádiách. Sprevádza ho malý počet slabých výbuchov, ktoré striekajú lávu. Kvapalné kúdoly lávy, ktoré padajú na dno fontány vo forme rozstrekov a bômb v tvare škvŕn, vytvárajú rozstrekové kužele. Lávové fontány, tiahnuce sa pozdĺž trhliny, niekedy aj niekoľko kilometrov, tvoria šachtu pozostávajúcu zo zamrznutých lávových spŕch. Kvapky z tekutej lávy môžu tvoriť Peleho vlasy. Erupcie havajského typu niekedy vedú k vytvoreniu lávových jazier.
Príkladom sú erupcie sopiek Kilauea, Hapemaumau na Havajských ostrovoch, Niragongo a Erta Ale vo východnej Afrike.

Veľmi blízke opísanému havajskému typu Islandský typ; podobnosti sú zaznamenané tak v povahe erupcií, ako aj v zložení láv. Rozdiel spočíva v nasledujúcom. Pri erupciách havajského typu láva vytvára veľké kupolovité masívy (štítové sopky) a pri erupciách islandského typu tvoria lávové prúdy ploché pláty. Výlev pochádza z trhlín. V roku 1783 došlo na Islande k známej erupcii z pukliny Laki dlhej asi 25 km, v dôsledku ktorej bazalty vytvorili náhornú plošinu s rozlohou 600 km2. Po erupcii sa puklinový kanál naplní stvrdnutou lávou a pri ďalšej erupcii sa vytvorí nová puklina. V dôsledku vrstvenia mnohých stoviek plášťov vznikajú nad puklinami rozšírené lávové plošiny (rozsiahle staroveké čadičové plošiny Sibíri, Indie, Brazílie a ďalších oblastí planéty), ktoré menia svoju polohu v priestore.

Erupcie strombolského typu. Názov pochádza od sopky Stromboli, ktorá sa nachádza v Tyrhénskom mori pri pobreží Talianska. Vyznačujú sa rytmickými (s prerušeniami od 1 do 10-12 minút) vyvrhovaním vzhľadom na tekutú lávu. Úlomky lávy tvoria vulkanické bomby (hruškovité, skrútené, menej často vretenovité, pri páde často sploštené) a lapilli; materiál popolavých rozmerov takmer chýba. Výrony sa striedajú s výlevmi lávy (v porovnaní s erupciami sopiek havajského typu sú výlevy kratšie a hustejšie, čo súvisí s vyššou viskozitou láv). Ďalším typickým znakom je trvanie a kontinuita vývoja: sopka Stromboli vybuchuje už od 5. storočia pred Kristom. BC.

Sopečné erupcie. Názov pochádza z ostrova Vulcano v skupine Liparských ostrovov pri pobreží Talianska. Súvisí s erupciou viskóznej, zvyčajne andezitovej alebo dacitovej lávy s vysokým obsahom plynov zo sopiek centrálneho typu. Viskózna láva rýchlo stuhne a vytvorí zátku, ktorá upchá kráter. Tlak plynov uvoľňovaných z lávy pravidelne „vyraďuje“ korok výbuchom. Zároveň sa hore vrhá čierny mrak pyroklastického materiálu s bombami typu „chlebová kôrka“, zaoblené, elipsoidné a skrútené bomby prakticky chýbajú. Niekedy sú výbuchy sprevádzané výlevmi lávy vo forme krátkych a silných prúdov. Potom sa zátka opäť vytvorí a cyklus sa opakuje.
Erupcie sú oddelené obdobiami úplného odpočinku. Erupcie typu Vulcan sú charakteristické pre sopky Avachinsky a Karymsky na Kamčatke. Tomuto typu sú blízke aj erupcie Vezuvu.

Erupcie typu Peleian. Názov pochádza od sopky Mont Pelee na ostrove Martinik v Karibiku. Vyskytujú sa, keď veľmi viskózna láva vstupuje do sopiek centrálneho typu, čím sa približuje k erupcii typu Vulcan. Láva tuhne v prieduchu a tvorí mohutnú zátku, ktorá je vytláčaná vo forme monolitického obelisku (dochádza k vytláčaniu). Na sopke Mont Pele má obelisk výšku 375 m a priemer 100 m. Horúce sopečné plyny hromadiace sa v prieduchu niekedy unikajú cez zamrznutý korok, čo vedie k tvorbe spaľujúcich mrakov. Žeravý mrak, ktorý vznikol pri erupcii Mont Pele 8. mája 1902, mal teplotu asi 800 °C a pri pohybe po svahu sopky rýchlosťou 150 m/s zničil mesto Saint-Pierre. s 26 000 obyvateľmi.
Podobný typ erupcie bol často pozorovaný v blízkosti sopiek na ostrove Jáva, najmä v blízkosti sopky Merapi, a tiež na Kamčatke v blízkosti sopky Bezymyanny.

V staroveku boli sopky nástrojmi bohov. Dnes predstavujú vážne nebezpečenstvo pre osady a celé krajiny. Ani jedna výzbroj sveta nedostala na našej planéte takú silu – dobyť a upokojiť zúriacu sopku.

Teraz médiá, kino a niektorí spisovatelia fantazírujú o budúcnosti slávneho parku, ktorého polohu pozná takmer každý, kto sa zaujíma o modernú geografiu – hovoríme o národnom parku vo Wyomingu. Najznámejším supervulkánom vo svetovej histórii posledných dvoch rokov je nepochybne Yellowstone.

Čo je to sopka

Po mnoho desaťročí literatúra, najmä vo fantasy príbehoch, pripisovala magické vlastnosti hore, ktorá je schopná chrliť oheň. Najznámejším románom, ktorý opísal aktívnu sopku, je Pán prsteňov (kde sa nazývala „osamelá hora“). Profesor mal s týmto fenoménom pravdu.

Nikto sa nemôže pozerať na pohoria vysoké niekoľko sto metrov bez rešpektu k schopnostiam našej planéty vytvárať také veľkolepé a nebezpečné prírodné objekty. V týchto obroch je zvláštne čaro, ktoré možno nazvať aj mágiou.

Ak teda odhodíme fantázie spisovateľov a folklór predkov, všetko pôjde ľahšie. Z hľadiska geografického vymedzenia: sopka (vulkán) je zlom v kôre akejkoľvek planetárnej hmoty, v našom prípade Zeme, vďaka ktorej sa vylamuje sopečný popol a plyn nahromadený pod tlakom spolu s magmou. magmatickej komory, ktorá sa nachádza pod pevným povrchom. V tomto momente nastáva výbuch.

Príčiny

Od prvých okamihov bola Zem sopečným poľom, na ktorom sa neskôr objavili stromy, oceány, polia a rieky. Preto vulkanizmus sprevádza moderný život.

Ako vznikajú? Na planéte Zem je hlavnou príčinou vzniku zemská kôra. Faktom je, že nad zemským jadrom je tekutá časť planéty (magma), ktorá sa neustále pohybuje. Práve vďaka tomuto javu je na povrchu magnetické pole – prirodzená ochrana pred slnečným žiarením.

Samotný zemský povrch, aj keď je pevný, nie je pevný, ale je rozdelený na sedemnásť veľkých tektonických dosiek. Pri pohybe sa zbiehajú a rozchádzajú, práve pohybom v miestach dotyku platní dochádza k zlomom a vznikajú sopky. Nie je vôbec nutné, aby sa to dialo na kontinentoch, podobné priepasti sú aj na dne mnohých oceánov.

Štruktúra sopky

Pri ochladzovaní lávy vzniká na povrchu podobný objekt. Nie je možné vidieť, čo sa skrýva pod mnohými tonami skál. Vďaka vulkanológom a vedcom si však možno predstaviť, ako to funguje.

Nákres takéhoto znázornenia vidia stredoškoláci na stránkach geografickej učebnice.

Samotné zariadenie „ohnivej“ hory je jednoduché a v kontexte vyzerá takto:

• kráter - vrchol;
• prieduch - dutina vo vnútri hory, pozdĺž nej stúpa magma;
• magmatická komora je vrecko na základni.

V závislosti od typu a formy vzniku sopky môže niektorý prvok štruktúry chýbať. Táto možnosť je klasická a v tejto konkrétnej časti by sa malo zvážiť veľa sopiek.

Druhy sopiek

Klasifikácia je použiteľná v dvoch smeroch: podľa typu a formy. Keďže pohyb litosférických dosiek je odlišný, mení sa aj rýchlosť ochladzovania magmy.

Najprv sa pozrime na typy:

• prevádzkové;
• spánok;
• zaniknutý.

Sopky majú mnoho podôb:

Klasifikácia by nebola úplná, ak by sme nebrali do úvahy reliéfne formy krátera sopiek:

• kaldera;
• vulkanické zátky;
• lávová plošina;
• tufové šišky.

Erupcia

Tak stará ako planéta sama, sila, ktorá dokáže prepísať históriu celej krajiny, je erupcia. Existuje niekoľko faktorov, ktoré robia z takejto udalosti na zemi pre obyvateľov niektorých miest tú najsmrteľnejšiu. Je lepšie nedostať sa do situácie, keď vybuchne sopka.

V priemere sa na planéte vyskytne 50 až 60 erupcií za jeden rok. V čase písania tohto článku zaplavuje okolie asi 20 prietrží lávou.

Možno sa mení algoritmus akcií, ale závisí to od sprievodných poveternostných podmienok.

V každom prípade erupcia prebieha v štyroch fázach:

1. Ticho. Veľké erupcie ukazujú, že až do okamihu prvého výbuchu je zvyčajne ticho. Nič nenaznačuje prichádzajúce nebezpečenstvo. Sériu malých otrasov možno merať iba prístrojmi.
2. Vyvrhovanie lávy a pyroklastitu. Smrteľná zmes plynu a popola pri teplote 100 stupňov (dosahuje 800) Celzia je schopná zničiť všetok život v okruhu stoviek kilometrov. Príkladom je erupcia hory Helena v máji osemdesiatych rokov minulého storočia. Láva, ktorej teplota môže počas erupcie dosiahnuť jeden a pol tisíc stupňov, zabila všetok život vo vzdialenosti šesťsto kilometrov.
3. Lahar. Ak nebudete mať šťastie, tak na mieste erupcie môže pršať, ako to bolo na Filipínach. V takýchto situáciách vzniká súvislý prúd pozostávajúci z 20 % vody, zvyšných 80 % je kameň, popol a pemza.
4. "Betón". Podmienečný názov je vytvrdzovanie magmy a popola, ktoré spadlo pod dažďový prúd. Takáto zmes zničila nejedno mesto.

Erupcia je mimoriadne nebezpečný jav, za polstoročie pripravila o život viac ako dvadsať vedcov a niekoľko stoviek civilistov. Práve teraz (v čase písania tohto článku) havajská Kilauea pokračuje v ničení ostrova.

Najväčšia sopka na svete

Mauna Loa je najvyššia sopka na Zemi. Nachádza sa na rovnomennom ostrove (Havaj) a týči sa 9 tisíc metrov od dna oceánu.

K jeho poslednému prebudeniu došlo v 84. roku minulého storočia. V roku 2004 však ukázal prvé známky prebudenia.

Ak existuje najväčší, potom existuje aj najmenší?

Áno, nachádza sa v Mexiku v mestečku Pueblo a volá sa Catscomate, jeho výška je len 13 metrov.

aktívne sopky

Ak otvoríte mapu sveta, potom s dostatočnou úrovňou vedomostí nájdete asi 600 aktívnych sopiek. V „ohnivom kruhu“ Tichého oceánu sa ich nachádza približne štyristo.

Erupcia guatemalskej sopky Fuego

Možno to niekoho bude zaujímať zoznam aktívnych sopiek:

• na území Guatemaly – Fuego;
• na Havajských ostrovoch - Kilauea;
• v rámci hraníc Islandu - Lakagigar;
• na Kanárskych ostrovoch - La Palma;
• na Havajských ostrovoch - Loihi;
• na antarktickom ostrove - Erebus;
• grécky Nisyros;
• talianska sopka Etna;
• na karibskom ostrove Montserrat - Soufrière Hills;
• talianska hora v Tyrhénskom mori - Stromboli;
• a najvýznamnejší Talian - Vezuv.

Vyhasnuté sopky sveta

Vulkanológovia niekedy nevedia s istotou povedať, či je prírodný objekt vyhynutý alebo nečinný. Vo väčšine prípadov nulová aktivita konkrétnej hory nezaručuje bezpečnosť. Neraz obri, ktorí zaspali na dlhé roky, zrazu vykazovali známky aktivácie. To bol prípad sopky pri meste Manila, ale podobných príkladov je veľa.

Mount Kilimanjaro

Nižšie sú uvedené len niektoré z vyhasnutých sopiek, ktoré naši vedci poznajú:

• Kilimandžáro (Tanzánia);
• Mt Warning (v Austrálii);
• Chaine des Puys (vo Francúzsku);
• Elbrus (Rusko).

Najnebezpečnejšie sopky na svete

Erupcia aj malej sopky vyzerá pôsobivo, stačí si len predstaviť, aká obludná sila sa tam v hlbinách hory skrýva. Existujú však jasné údaje, ktoré vulkanológovia používajú.

Dlhým pozorovaním vznikla špeciálna klasifikácia potenciálne nebezpečných sopečných pohorí. Indikátor určuje vplyv erupcie na okolité oblasti.

Najsilnejší výbuch môže vyplynúť z erupcie hory kolosálnych rozmerov. Vulkanológovia nazývajú tento druh „ohnivých“ hôr supervulkán. Na stupnici činnosti by takéto formácie nemali zaberať úroveň, ktorá nie je nižšia ako ôsma.

Sopka Taupo na Novom Zélande

Celkovo sú štyri:

1. Indonézsky supervulkán na ostrove Sumatra-Toba.
2. Taupo sa nachádza na Novom Zélande.
3. Serra Galan v pohorí Ánd.
4. Yellowstone v rovnomennom severoamerickom parku vo Wyomingu.

Zozbierali sme najzaujímavejšie fakty:

• najväčšia (z hľadiska trvania) je erupcia Pinatubo trvajúca 91 rokov (20. storočie), ktorá trvala viac ako rok a znížila teplotu zeme o pol stupňa (Celzia);
• hora opísaná vyššie vyvrhla 5 km 3 popola do výšky tridsaťpäť kilometrov;
• najväčšia explózia nastala na Aljaške (1912), keď sa aktivizovala sopka Novarupta, ktorá dosiahla úroveň šiestich bodov na stupnici VEI;
• najnebezpečnejšia je Kilauea, ktorá od roku 1983 vybuchuje už tridsať rokov. Momentálne aktívny. Zabil viac ako 100 ľudí, viac ako tisíc zostáva v ohrození (2018);
• k doteraz najhlbšej erupcii došlo v hĺbke 1200 metrov - Mount West Mata, neďaleko ostrova Fidži, povodia rieky Lau;
• teplota v pyroklastickom toku môže byť vyššia ako 500 stupňov Celzia;
• posledný supervulkán vybuchol na planéte asi pred 74 000 rokmi (Indonézia). Preto možno povedať, že takúto katastrofu ešte nezažil ani jeden človek;
• Klyuchevsky na polostrove Kamčatka je považovaný za najväčšiu aktívnu sopku na severnej pologuli;
• popol a plyny vybuchnuté sopkami môžu zafarbiť západy slnka;
• sopka s najchladnejšou lávou (500 stupňov) sa volá Ol Doinyo Langai a nachádza sa v Tanzánii.

Koľko sopiek je na Zemi

V Rusku nie je príliš veľa zlomov v zemskej kôre. Zo školského kurzu geografie je známa sopka Klyuchevskoy.

Okrem neho je na krásnej planéte asi šesťsto aktívnych, ale aj tisíc vyhynutých a spiacich. Je ťažké určiť presný počet, ale ich počet nepresahuje dvetisíc.

Záver

Ľudstvo by malo rešpektovať prírodu a pamätať si, že je vyzbrojená viac ako jeden a pol tisícom sopiek. A nech je čo najmenej ľudí svedkom takého silného javu, akým je erupcia.