Ендогенні процеси. Магматизм
Загальна характеристика магматизму
Зміст
Магматизмом називають явища, пов`язані з утворенням, зміною складу ідвіженіем магми з надр Землі до її поверхні. Магма представляє собойпріродний високотемпературний розплав, що утворюється у вигляді окремих вогнищ влітосфере і верхньої мантії (головним чином, в астеносфері). Основний прічінойплавленія речовини і виникнення магматичних вогнищ в літосфері являетсяповишеніе температури. Підйом магми і прорив її в вищележачі горізонтипроісходят внаслідок так званої інверсії щільності, при якій всередині, літосфери з`являються осередки менш щільного, але мобільного розплаву. Такимобразом, магматизм - це глибинний процес, обумовлений тепловим ігравітаціонним полями Землі.
Залежно від характеру руху магми розрізняють магматизм інтрузивний іеффузівний. При інтрузивно МАГМАТИЗМ (плутонізму) магма не досягає земноїповерхні, а активно впроваджується у вмещающие вищезалягаючі породи, частічнорасплавляя їх, і застигає в тріщинах і порожнинах кори. При ефузивними МАГМАТИЗМ (вулканізм) магма через підвідний канал досягає поверхні Землі, гдеобразует вулкани різних типів, і застигає на поверхні. В обох случаяхпрі застиганні розплаву утворюються магматичні гірські породи. Температуримагматіческіх розплавів, що знаходяться всередині земної кори, судячи поексперіментальним даними і результатами вивчення мінерального составамагматіческіх порід, знаходяться в межах 700-1100 ° С. Виміряні температуримагм, що вилилися на поверхню, в більшості випадків коливаються в інтервале900-1100 ° С, зрідка досягає 1350 ° С. Більш висока температура наземнихрасплавов обумовлена тим, що в них протікають процеси окислення підвпливом атмосферного кисню.
З точки зору хімічного складу магма являє складну многокомпонентнуюсістему, утворену в основному кремнеземом SiO2 i речовини, хімічно еквівалентними силікатів Al, Na, K, Ca. Преобладающімкомпонентом магми є кремнезем. У природі існує кілька типів магм, що розрізняються за хімічним складом. Склад магми залежить від складу матеріалу, за рахунок плавлення якого вони утворюються. Однак при підйомі магми проісходітчастічное плавлення і розчинення порід, що вміщають земної кори, або іхассіміляція- при цьому первинний її склад змінюється. Таким чином, склад магмізменяется в процесі як впровадження їх у верхні горизонти кори, так ікрісталлізаціі. На великих глибинах в магмі в розчиненому состоянііпрісутствуют летючі компоненти - пари води і газів (H2S, H2, CO2,HCl, і ін.) В умовах високих тисків їх зміст може досягати 12%. Оніявляются хімічно дуже активними, рухливими речовинами і утримуються в магметолько завдяки дією високого зовнішнього тиску.
В процесі підйому магми до поверхні, у міру зниження температур і давленійпроісходіт розпад системи на дві фази - розплаву гази. Якщо рух магми повільне, її кристалізація починається в процессепод`ема, і тоді вона перетворюється в трифазну систему: гази, розплав іплавающіе в ньому кристали мінералів. Подальше охолодження магми призводить кпереходу всього розплаву в тверду фазу і до утворення магматичної породи. Прицьому летючі компоненти відокремлюються і основна їх частина видаляється по тріщинах, оточуючим магматичну камеру, або безпосередньо в атмосферу в случаеізліянія магми на поверхню. У затверділої породі зберігається лішьнезначітельная частина газової фази в вигляді дрібних включень в мінеральнихзернах. Таким чином, склад вихідної магми визначає склад головних, породоутворюючих мінералів сформувалася породи, але не є строгоіндентічним йому відносно змісту летючих компонентів.
Процеси магматизму грають виключно важливу роль у формуванні земної кори, поставляючи в неї матеріал з мантії, нарощуючи кору і приводячи до перераспределеніюматеріала всередині самої кори. Магматичні породи складають основну частьземной кори, займаючи понад 90% її обсягу. Характерними їх особливостями являютсямассівное будова і залягання в більшості випадків у вигляді незгодних, резкоограніченних тел, активно контактують з вміщає осадової товщею. Налічіетакіх активних контактів пов`язано з температурним впливом магми наокружающіе породи і з деформацією порід покрівлі при підйомі магми.
типи магми
Вчені давно відмовилися від уявлення про те, що кожна магматическая породаобразуется зі своєї особливої родоначальної магми. Існування определеннихмагматіческіх асоціацій свідчить про те, що різні породи, що входять у склад однієї асоціації, мають спільне походження і утворюються з однойродоначальной, або первинної магми.
Питання про кількість первинних магми остаточно не вирішене. В даний времябезусловно визнається існування двох первинних магми - базальтової (основний) і гранітної (кислої). Гіпотеза існування двох первинних магми була видвінутасоветскім вченим Ф. Ю. Левинсоном-Лессінг в 20-ті роки ХХ століття. Несколькопозднее, в 30-і роки, широке поширення набула гіпотеза существованіятолько однієї первинної магми - базальтової, розроблена Н.Боуеном іпользовать визнанням аж до недавнього часу.
Існування первинної базальтової магми підтверджується як надзвичайно шірокімраспространеніем базальтів, розвинених на ділянках кори з абсолютно разлічнимстроеніем і історією розвитку, так і повторенням у всіх геологічних періодахізліянія базальтових магм, практично не мінливих за складом. Звідси випливає, що базальтова магма розвинена повсюдно. Вона утворюється у верхній мантії, головним чином в астеносфері, де співвідношення між температурою і давленіемтакови, що речовина в ній знаходиться в стані, близькому до стану, відповідному точці плавлення. Невелике підвищення температури на отдельнихучастках в результаті виділення радіогенного тепла призводить до восстановленіюочагов плавлення, або вогнищ первинної магми. При русі цієї магми вгору еесостав поступово змінюється в результаті збагачення найбільш легкими ілегкоплавкімі компонентами. Таким чином, базальтова магма являє собойнаіболее легку виплавку, або фракцію, речовини астеносфери.
Існування первинної гранітної магми підтверджується дуже шірокімраспространеніем гранітів, їх самостійним, незалежним від базальтовзалеганіем і, головне, неможливістю утворення великих мас гранітів за счетдіфференціаціі базальтової магми. Вогнища гранітної магми виникають в пределахкори на глибинах 10-30 км. За сучасними уявленнями, гранітна магмаобразуется в результаті переплавлення осадових і метаморфічних порід.
Гранітна та базальтова магми розрізняються не тільки за хімічним складом, але іпо фізичними властивостями. Кислі магми легші, в`язкі, насичені газамі.Основние магми важчі (в порівнянні з кислими), рухливі і содержатменьшее кількість газів.
Причини різноманіття магматичних порід
Визнання існування обмеженого числа первинних магми несколькопротіворечіт величезній різноманітності магматичних порід, зустрічається вприроді. Причина цього уявного протиріччя криється в тих фізико-хіміческіхпроцессах, які порушують однорідність первинного магматичного розплаву іобусловлівают освіту різних за складом порід. До таких процессамотносятся диференціація, асиміляція і гібридизація.
Диференціація магми - це процес поділу однорідного первинного розплаву нарізні за хімічним складом фракції, з яких утворюються гірські породиразного мінерального складу. Диференціація може відбуватися в рідкій фазі допояви перших кристалів - ізоляція, або в процесі виділення кристалів ізрасплава - кристаллизационная диференціація. В процесі ликвации магмарасслаівается на дві різні за щільністю і не змішуються рідкі фази.Существующіе до теперішнього часу петрографические і експериментальні данниесвідетельствуют про те, що процеси ліквації не грають суттєвої ролі уформуванні основної маси магматичних порід.
Головною причиною різноманітності магматичних порід є крісталлізаціоннаядіфференціація. Відділення кристалів від розплаву обумовлюється действіемглавним чином тектонічних сил і сили тяжіння (гравітаціонноефракціонірованіе). Процес гравітаційного фракціонування є основним.Он полягає в послідовній кристалізації силікатів, починаючи від наіболеетугоплавкіх і важких залізо-магнезіальні силікати і основні плагіоклази) ікончая легкоплавкими і легкими (калієві польові шпати і кварц). У процессекрісталлізаціі важкі мінерали занурюються в нижні шари розплаву, а остаточнийрасплав верхніх частин послідовно збіднюється залізо-магнезіальнимісоедіненіямі і збагачується кремнеземом. В результаті гравітаціонногофракціонірованія в процесі кристалізації основної магми в нижніх слояхрасплава можуть утворюватися ультраосновних породи-при цьому в верхніх слояхрасплав може придбати такий склад, що з нього почнуть формуватися діорити, сиеніти і навіть граніти.
Процес диференціації може відбуватися як на великих, глибинах, вмагматіческом вогнищі так і в верхніх частинах земної кори, в магматичної камере.В результаті диференціації в магматичної осередку в верхні горизонти коривнедряются вже готові діфференціатамі первинної магми, при застиганні которихобразуются породи різного складу, що залягають у вигляді самостоятельнихмассівов. Процес диференціації в магматичної камері призводить до формірованіюрасслоенних масивів гірських порід, основність яких зменшується знизу вверх.Прі зіслання магми на поверхню кристаллизационная диференціація практіческіне має місця, так як зазвичай магма, твердне досить швидко, не успевраскрісталлізоваться.
Відео: Заплановані катастрофи.Тектоніческое оружіе.Земля.Терріторія загадок
Асиміляція - процес повної переробки порід, що вміщають, що контактують смагмой або потрапляють в неї у вигляді уламків - ксенолитов. Розплавляючи і растворяявмещающіе породи, магма тим самим змінює свій склад. Особливо резкоізменяется складу первинної магми, якщо вона асимілює осадові іліметаморфіческіе породи, істотно відрізняються від неї за хімічним составу.В таких випадках утворюються нові різновиди магматичних порід, мало сходниепо складу з первинними магмами.
Гібридизація - процес неповної переробки магмою порід, що вміщають. В ході етогопроцесса всередині магматичної камери зберігаються непереплавленого ксеноліти, ана оточуючих їх ділянках магма «забруднюється» чужорідними компонентами. Прізастиваніі таких ділянці утворюються гібридні породи з порушеним, нетіпічнимдля магматичних порід співвідношенням головних оксидів, що містять нехарактерниедля магматичних порід мінерали. За своїм складом ділянки гібридних породрезко відрізняються від порід головній частині масиву.
інтрузивний магматизм
Форми прояви магматизму залежать від геологічної обстановки освіти івнедренія магми і тісно пов`язані з тектонічними рухами земної кори. Есліподнімающаяся магма не досягає поверхні Землі, а застигає всередині кори, утворюються глибинні магматичні тіла - интрузии. Форма інтрузивних тіл можетбить дуже різноманітною і, в свою чергу, визначається характером дробленіявмещающіх порід і фізичними властивостями магми.
Існують два основних механізми впровадження магмивовмещающую товщу. Магма може проникати по площинах нашарування осадочнихпород або по тріщинах, які перетинають вміщає товщу. У першому випадку вона можетподнімать пласти покрівлі або, навпаки, викликати прогинання подстилающих пластів, впливаючи своєю масою.
При впровадженні великих мас розплаву він прокладає собі дорогу вгору путемобрушенія порід покрівлі, які тонуть у ньому і асимілюються з ним, В последнемслучае магма сама формує простір, яке вона займає. Від механізмавнедренія магми залежить не тільки форма, але і контакт інтрузивних тіл свмещающімі осадовими породамі- фізичні властивості магми, головним чином еевязкость, також впливають на форму тел.
Залежно від співвідношення з вміщає осадової товщею інтрузивні телаподразделяются на приголосні і незгодні (класифікація Р.Делі). згодні інтрузівниетела утворюються, як правило, в результаті впровадження магми по плоскостямнапластованія осадових порід. До цього класу интрузии відносяться силли, лаколіти, лополіти і факоліти.
Мал. 43. Інтрузивні тіла:
а - сілл- б - лакколіт-
в - лополіт- г - факол
Відео: Рух Індійської плити літосфери почалося!
Сілла - пластообразную інтрузивне тіло, розміри якого можуть варіювати вшірокіх межах, але потужність завжди менше займаної ним площі (рис. 43, а) .Сілли є широко поширеною формою залягання основних магматіческіхпород, оскільки рухливі основні маси легко проникають по плоскостямнапластованія. Як правило, вони залягають групами і зустрічаються в толщахнедіслоцірованних або слабодіслоцірованних осадових порід.
Лакколіт - тіло, що має плоску підставу і куполоподібний звід (рис. 43, б) .Лакколіти, як правило, утворюються при впровадженні кислої магми, котораявследствіе великий в`язкості з працею проникає по площинах нашарування, накопичується на одній ділянці і піднімає породи покрівлі. Форма лакколитов вплане округла, з діаметром від сотень метрів до кількох кілометрів.
Лополіт - чашеобразное тіло, увігнута форма якого обумовлена прогібаніемподстілающіх пластів під вагою магми (рис. 43, в). Лополіти частіше всегосложени породами основного або ультраосновного складу і представляють собойочень великі інтрузивні тіла, площа яких сягає десятків тисячквадратних кілометрів.
Факол - галактика тіло, що залягають в ядрі антиклинальной або сінклінальнойскладкі (рис. 43, г), факоліти мають невеликі розміри, зустрічаються рідко ітолько в складчастих областях. Утворюються вони одночасно зі складками.
Незгодні інтрузивні тіла формуються при заповненні магмою тріщин вовмещающей товщі і при впровадженні магми шляхом обвалення порід покрівлі. До них відносяться дайки, жили, штоки і батоліти.
Дайка - плітообразное тіло, потужність якого незрівнянно менше протяженностіпо падіння (рис. 44, а). Дайки утворюються при заповненні тріщин і орієнтування земній корі вертикально або похило. Розміри їх коливаються в дуже шірокіхпределах. Найбільша з відомих ДАЕК - «Велика Дайк» Родезії - імеетмощность близько 5 км і завдовжки близько 500 км. Розрізняють особливу разновідностьдаек - кільцеві дайки, які виникають при заповненні магмою тріщин, що з`являються при опусканні циліндричних блоків гірських порід. Як правило, дайки складені породами основного складу і зустрічаються групами, складаючи серііпараллельних або радіальних тел. Жила відрізняється від дайки меншими розмірами іневидержанной звивистій формою (рис. 44, б).
Мал. 44. Інтрузивні тіла:
а - дайка- б -жіла-
в - шток- г - батоліт
Шток - тіло неправильної форми, що наближається до циліндричної, скрутопадающімі або вертикальними контактними поверхнями (рис. 44, б). Вплане обриси його неправильні, ізометрічниє. Коріння штоків йдуть на большіеглубіни, площа поперечного перерізу не перевищує 100 км2.Штоки є широко поширену форму залягання магматіческіхпород різного складу.
Батоліт - найбільше інтрузивне тіло. Площа, яку займає батолітами, вимірюється десятками і сотнями тисяч квадратних кілометрів. Один з крупнейшіхбатолітов, виявлений в Північно-Американських Кордильєрах, має довжину около2000 км і ширину близько 200 км. Форма батолітов в плані кілька витягнута відповідність до напрямом осей складчастих структур, контактовому поверхностікрутие, покрівля куполообразная з виступами і западинами (рис. 44, г). У вигляді батолітов залягають граніти і породи близького до них складу. Относітельноусловій їх освіти не існує єдиної думки. В результаті ісследованійВ. С.Коптева-Дворнікова, Н. А. Єлісєєва та ін. Доведено, що більшість телетого типу сформувалися в результаті багаторазового повторного впровадження магми іявляется Поліхроніу утвореннями.
еффузівний магматизм
Еффузівний магматизм проявляється в обстановці дроблення земної кори іобразованіі розломів, по яких магма піднімається і виливається на поверхностьЗемлі. Магма, що вилилася на поверхню, перетворюється в лаву. Лава відрізняєтьсявід, магми тим, що майже не містить летких компонентів, які при паденіідавленія відокремлюються від магми і йдуть в атмосферу.
При злитті магми на поверхні утворюються вулкани різних типів. Похарактеру простору, займаного піднімається магмою, вулкани підрозділяютьсяна майданні, трещинние і центральні. Майданні вулкани існували тільки насам ранніх етапах історії Землі, коли земна кора була тонкою (і на отдельнихучастках могла цілком розплавитися) і виливу магми відбувалися на обшірнихплощадях. Практично майданні вулкани - це моря розплавленої лави. Трещінниевулкани є виявлення лав по протяжним тріщинах. Вулканізмтрещінного типу в окремі відрізки часу досягав дуже широких масштабів, врезультаті чого на поверхню Землі виносилося величезна колічествовулканіческого матеріалу. На сучасному етапі трещинние вулкани распространениограніченно, хоча і зустрічаються в окремих районах, наприклад, вулкан Лаки вІсландіі, Толбачинский на Камчатці та ін. Більшість сучасних вулкановотносітся до центрального типу. При виверженні таких вулканів зазвичай образуютсяконусообразние споруди.
Іноді на схилах конуса виникають маленькі конуси. Вони утворюються в местевихода побічних каналів, що відгалужуються від основного. Такі маленькі конусиполучілі назву побічних, або паразитичних.
З плином часу конус вулкана, складений лавами і туфами, може битьполностью або частково зруйнований процесами денудації. Особливо часто етонаблюдается у вимерлих древніх вулканів. При цьому на вершині конуса вознікаетобшірная депресія (западина) округлих обрисів - кальдера. Якправило, ці депресії мають круті внутрішні стінки і досить плоске дно.
Виверження вулканів носять різний характер: можуть супроводжуватися вибухами іземлетрясеніямі або протікають спокійно. Вибухи часто відбуваються в результатезакупоркі центрального каналу грузлими лавами і скупчення газів подобразовавшейся пробкою. Рідкі лави спокійно переливаються через край кратера ірастекаются по навколишньої місцевості. В цілому при виверженнях продуктивулканіческой діяльності можуть бути газоподібними, рідкими і твердими
Газоподібні продукти, або фумароли, характеризуються високою температурою іразнообразним складом. У них містяться водяні пари, вуглекислий газ, азот, сірчистий газ, водень, оксид вуглецю, хлор і ін. Газовий склад фумарол вомногом визначається їх температурою. Залежно від температури виделяютсясухіе, кислі і лужні фумароли.
Сухі фумароли відрізняються високою температурою, близько 500 ° С. Зазвичай вони несодержат водяної пари, але зате насичені хлористими сполуками, в первуюочередь такими, як хлористий натрій, хлористий калій, хлористе залізо і ін.
Кислі фумароли мають досить високою температурою, що досягає 300-400 ° С. На відміну від сухих вони містять водяну пару, хлористий водень і серністийангідрід.
Лужні фумароли характеризуються середніми температурами, трохи вище 180 ° С, ісодержат головним чином хлористий амоній, при розкладанні якого виделяетсясвободний аміак.
Газові виділення з температурою близько 100-180 ° С називаються сольфатарамі- онісостоят переважно з водяної пари і сірководню. Газові виділення стемпературой нижче 100 ° С називаються мофетамі- вони представлені головним образомуглекіслим газом і водяними парами.
У ряді випадків виділення вулканічних газів досягає грандіозних масштабов.Налічіе газів в магмі уповільнює її охолодження, а їх втрата призводить до бистромузатвердеванію рідких продуктів виверження.
Рідкі продукти, або лави, при виверженні характеризуються високімітемпературамі, хитаються в межах 600-1200 ° С. Як зазначалося раніше, лавапредставляет собою магму, в значній мірі втратила газові компоненти.Лави, як і магми, розрізняються за хімічним складом, який визначає іхфізіческіе властивості. Залежно від змісту SiO2виделяютлави кислі (ріолітового) і основні (базальтові).
Кислі (ріолітового) лави світлі, пофарбовані зазвичай в сірі тони, в`язкі, тугоплавкі, повільно остигають і містять багато газів. Основні (базальтові) лави, навпаки, пофарбовані в темні тони, мають велику щільність, жідкуюконсістенцію, легкоплавкі, швидко остигають і містять мало газів. Прізастиваніі лав утворюються ефузивні, або що вилилися гірські породи.
Оскільки лави мають різними фізичними властивостями, то при злитті їх на поверхню Землі утворюються ефузивні тіла різної форми: купола (конуси), покриви і потоки.
Покрови виникають при злитті лав основного, базальтового складу і нередкозанімают величезні площі. Лавові потоки значно менше за площею, утворюються в тих випадках, коли лава рухається по ущелинах, річковим або ледніковимдолінам. При порівняно невеликій ширині лавові потоки в ряді випадків биваютвитянути на десятки кілометрів. Охолодження лавових тел таких розмірів проісходітнеравномерно, тому в їх тілі з`являються характерні тріщини, що залежать отсостава лави, розмірів лавового потоку і характеру його охолодження. За етімтрещінам відбувається своєрідне розтріскування лав- це явище називаетсяотдельностью. Розрізняють окремість столбчатую, матрацевідную, кульову і ін.
Крім газоподібних і рідких продуктів під час виверження вулкана вибрасиваетсябольшое кількість твердих продуктів, які представлені уламками горнихпород або шматками встигла застигнути лави. Тверді продукти, що викидаються ввоздухе, падають на різній відстані від кратера. При цьому наблюдаетсяопределенная закономірність: більш великі уламки падають біля краю кратера іскативаются вниз по його зовнішньому і внутрішньому схилах, більш мелкіевибрасиваются на прилеглі рівнини або відкладаються у підніжжя конуса. В залежності від величини уламків тверді продукти вулканічних ізверженійподразделяются на вулканічні бомби, лапилли, вулканічний пісок і попіл.
Вулканічні бомби - це великі, від декількох сантиметрів до 1 м і більше вдіаметре шматки затверділої або частково затверділої лави. Форма бомб самаяразлічная - від кулястої до веретенообразной. Зустрічаються бомби менееправільной форми. Лапилли (лат. «Лапілліс» - камінчик) - представляють собойобломкі шлаку величиною до 1,5 3 см в діаметрі. Форма лапиллей, як і бомб, вельми різноманітна. Вулканічним піском називаються тверді продуктиізверженія, розмір яких не перевищує 1-5 мм. Вулканічний попіл складається ізмельчайшіх (менше 1 мм) частинок лави, вулканічного скла і інших порід. Пепелоседает на схилах конуса або розноситься на великі відстані-при накопиченні іуплотненіі попелу формуються породи, звані вулканічним туфом. Ізскопленій вулканічного матеріалу різних розмірів утворюються породи, що отримали назву агломерату, або вулканічної брекчії.
Типи вулканічних вивержень
Відео: Літосферні плити new
Характер вивержень буває дуже різним і залежить від температури лави і еехіміческого складу. Ці властивості визначають якість і кількість продуктовізверженія, наявність і силу супроводжуючих землетрусів і т. Д. За такімпрізнакам встановлено кілька чітко виражених типів вивержень - гавайський, стромболианский, Везувианский і пелейский.
Гавайський тип вивержень характерний для вулканів Мауна-Лоа і Кілауеа на о-веГавайі. Це класичні щитовидні вулкани з дуже пологими схилами (ухил небільше 5 °) і конусом, складеним шарами остигнула лави. Такі пологі конусиобразовалісь в результаті виливу рухомий рідкої базальтової лави з малимсодержаніем газів (рис. 45, а). Виверження цього типу передує підйом магмиі накопичення її в магматичних камерах. У міру зростання тиску лаваначінает повільно переливатися через край кратера і розливатися по схилу.
Найбільш характерними прикладами вивержень стромболианского типу являютсяізверженія вулканів Стромболі в Середземному морі і Ключевського на Камчатці (рис, 45,6). Лава, що виливається з цих вулканів, менш рухлива, укладені в нейгази виділяються спорадично, у вигляді вибухів. При цьому грудки лави, частораскаленной, викидаються з кратера, утворюючи бомби і лапилли. Ось какопісивает виверження Ключевського вулкана радянський вулканолог Б. І. Пійп. Вканун 1945 р з кратера Ключевського вулкана вирвався величезний клуб газів, висота якого за візуальними підрахунками склала 7 км. Разом з газом билвиброшен вогненний стовп попелу заввишки близько 1,5 км. В цей же час з вершінивулкана обрушилася лавина бомб, після чого почалося випадання попелу ізвиброшенного хмари. Виверження супроводжувалося гуркотом, який було чути навідстані 200 км, і численними поштовхами землетрус, сила которихдостігала 3-5 балів. Через кілька днів з кратера почала ізліватьсяраскаленная лава, яка стікала вниз по схилах вулкана Вилив лавипродолжалось близько 20 днів, після чого почалося виділення газових струменів вкратере і по схилах. Подібні виверження Ключевського вулкана повторялісьнеоднократно.
Мал. 45. Типи вулканічних вивержень.
а - гавайскій- б -стромболіанскій- в - везувіанскій- г - пелейский.
1 - застигла лава- 2 - розплавлена лава-3 - канал (жерло) - 4 - хмара газів іпепла-
5 - попіл і бомби- 6 - чорна хмара пепла- 7 - «пекельна» туча- 8 - обеліск вязкойлави
До везувіанскому типу слід віднести виверження таких вулканів, як Везувій, Етна, Вулькано і ін. (Рис. 45, в). Всі вони розташовані в Середземному морі. Длявезувіанского типу виверження характерні надзвичайно потужні викиди магми, насиченою газом. Продукти виверження викидаються назовні у вигляді огромнихчерних хмар, з яких потім випадають зливи попелу і грязьові потоки. Лаваізлівается з бічних тріщин і спрямовується по схилах конуса.
Пелейский тип - виверження вулкана Мон-Пеле, розташованого на острові Мартініка (рис. 45, г). Вивержень цього. типу зазвичай передують сильні подземниетолчка Магма вулканів надзвичайно в`язка і містить багато газів Ізверженіесопровождается сильними вибухами, а магма пробиває собі шлях через боковиетрещіни, так як жерло перекрито куполом. При виході на поверхню лававследствіе значної в`язкості видавлюється вгору у вигляді величезної пробки, що утворює обеліск. При цьому з-під пробки вириваються нагріті гази, капелькілави і попелу, що утворюють «палючу» хмару розжарених продуктів виверження.
Як показали спостереження, характер виверження одного і того ж вулкана современем може змінитися. Зазвичай це буває пов`язано зі зміною хімічного складу магми, що живлять вулкан.
На поверхні земної кулі лише невелике число вулканів постійно знаходиться вдію. Велика їх частина виявляється періодично, довгий час перебуваючи в стані спокою. В цьому випадку всі ознаки вулканічної діяльності ісчезаюті лише іноді відбувається виділення водяної пари і фумарол. До згаслим вулканамотносят ті, які не відновлювали свою діяльність протягом історіїлюдства. В даний час на суші відомо більше 700 діючих вулканов.Чісло підводних вулканів практично не піддається обліку - тільки в Тихому океанепредполагается наявність не менше 10 тис. Конусів і центрів виливу лав.
Виверження вулканів - грізні явища природи, часто сопровождающіесячеловеческімі жертвами і значними руйнуваннями. Одне з сільнейшіхізверженій відбулося в 1815 р на о-ві Сумбава в Індонезії, коли взорвалсявулкан Тамбора. З кратера було викинуто близько 100 км3 пеплана висоту до 20 км. При цьому на видаленні до 40 км були розкидані бомбидіаметром 13 м, а в 150 км від вулкана товщина шару випав попелу досягала 0,5 м. Під час вибуху іотего наслідків загинуло 100 тис. Осіб.
Іншими великими виверженнями в історії є виверження вулкана Кракатау вІндонезіі (1883 г.), під час якого загинуло 36 тис., Людина- виверження вулканаМон-Пеле на о-ві Мартініка (1902 г.) з 30 тис. Жертв- виверження Везувію (79г. н.е.), вулкана Лакі (Ісландія, 1783 г.), вулкана Унзедоке (Японія, 1792 г.) идр. Катастрофічним за своїми наслідки було виверження вулкана арепас вКолумбіі в листопаді 1985 року, коли загинуло понад 20 тис. Чоловік.
Істотно позначається діяльність вулканів і на глобальному кліматі, посколькув атмосферу викидається величезна кількість пилу, в результаті чого сніжаетсяпрозрачность атмосфери і відповідно відбувається похолодання. Так, врезультаті виверження вулкана Тамбора в 1815 р практичними не було літа: вЛондоне відзначалося зниження середньорічної температури на 2-3 ° С, в СевернойАмеріке взагалі не дозрів урожай.
Мал. 46. Схема розміщення областей активної тектонічної і вулканіческойдеятельності
а - діючі вулкани- б - основні області землетрусів.
Вулкани: 1 - Кілауеа- 2 - Мауна-Лоа- 3 - Долина Десяти Тисяч Димов- 4 - Катмай-5 - Парікутін-
6 - МонПеле- 7 - Суртсей- 8 - Вулькано- 9 - Везувій- 10 - Стромболі- 11 - Етна-12 - Кілманджаро-
13 - Трістан-да-Кунья- 14 - Безимянний- 15 - Фудзіяма- 16 - Тааль- 17 - Кракатау
В цілому результати впливу на клімат можуть відчуватися протягом несколькіхлет.
Вивчення поширення діючих вулканів показує, що вулканіческаядеятельность приурочена до тектонічно активним ділянкам земної кулі - областямсовременного горотворення і розвитку глибинних розломів (рис. 46). З аналізапріведенной карти слід, що велика частина діючих в даний времявулканов (близько 60%) зосереджена на узбережжі Тихого океану, в зоні такзваного Тихоокеанського «вогняного» кільця. Вулкани відомі тут на Алясці західному узбережжі Північної Америки, далі ланцюг їх простягається вдольТіхоокеанского узбережжя Південної Америки до Вогняної Землі. На західному побережьеТіхого океану вулкани безперервним ланцюжком тягнуться від Нової Зеландії черезострова Фіджі, Соломонові до Нової Гвінеї, далі через Філіппінські острови, Японію і Курильські острови на Камчатку, де зосереджена велика колічестводействующіх і вимерлих вулканів. У північній частині Тихого океану ізвестнимногочісленние вулкани Алеутських островів, які, простягаються від Камчатки каляску, як би замикаючи «вогняне» кільце.
Інший зоною підвищеної інтенсивності вулканічної діяльності являетсяСредіземноморско-Гімалайський пояс. Ця зона простежується в шіротномнаправленіі від Альп через Апенніни, Кавказ до гір Малої Азії. Тут расположенитакіе вулкани, як Везувій, Етна, вулкани Липарских островів і Егейського моря, Ельбрус, Казбек, Арарат і ін.
Менш великою зоною поширення вулканів є субмерідіональнаяАнтлантіческая зона, яка простежується від Ісландії через Азорські іКанарскіе острова до островів Зеленого Мису. Більшість вулканів здесьпотухшіе. Найбільш відомий діючий вулкан Гекла в Ісландії.
Невелика група вулканів приурочена до Східно-Африканської зони розломів. Здесьрасположени вулкани Кенія і Кіліманджаро.
