Вулканізм, як один із факторів рельєфоутворення

У міру остигання породи у її внутрішніх частинах може утворитися стовпчаста окремість, причому менш чіткої форми і більша, ніж аналогічні структури в лавових потоках Невеликі пагорби, що складаються з попелу й брил різної величини, утворюються в результаті спрямованого вулканічного вибуху (як, наприклад, при виверженнях вулканів Сент-Хеленс у 1980 р. і Безіменного на Камчатці в 1965 p.). Спрямовані вулканічні вибухи являють собою досить рідкісне явище. Створені ними відкладення легко сплутати з відкладеннями уламкових порід, із якими вони часто межують. Наприклад, при виверженні вулкана Сент-Хеленс безпосередньо перед спрямованим вибухом відбулося сходження лавини щебеню.

Якщо над вулканічним вогнищем розташована водойма, при виверженні пірокластичний матеріал насичується водою і розноситься навколо вогнища Відкладення такого типу, уперше описані на Філіппінах, сформувалися в результаті виверження в 1968 р. вулкана Тааль, що знаходиться на дні озера; вони часто представлені тонкими хвилястими шарами пемзи.

З виверженнями вулканів можуть бути пов'язані селі, або грязе-кам'яні потоки Іноді їх називають лахарами (першими описані в Індонезії). Формування лахарів не є частиною вулканічного процесу, а являє собою один із його наслідків. На схилах діючих вулканів у достатній кількості накопичується пухкий матеріал (попіл, лапілі, вулканічні уламки), що викидається з вулканів або випадає з пекучих хмар. Цей матеріал легко втягується в рух водою після дощів, при таненні льоду й снігу на схилах вулканів або проривах бортів кратерних озер. Грязьові потоки з величезною швидкістю спрямовуються вниз по руслах водотоків. При виверженні вулкана Руїс у Колумбії в листопаді 1985 р. селі, що рухалися зі швидкістю вище 40км /год., винесли на передгірну рівнину більше 40 млн. м3 уламкового матеріалу При цьому було зруйноване місто Армеро і загинуло близько 20 тис. чоловік. Найчастіше такі селі сходять під час виверження або відразу після нього. Це пояснюється тим, що при виверженнях, які супроводжуються виділенням теплової енергії, відбувається танення снігу й льоду, прорив і спускання кратерних озер і порушення стабільності схилів

Хiмiчний склад вулканiчних газів (фумаролiв) залежить вiд стадiї виверження i вiд температури. Серед газiв розрiзняють: сухі фумароли (650... 1000 °С), складенi в основному хлористо- i фтористоводневими сполуками без водяної пари; кислi фумарола (400.. .650 °С), представленi НСI, S02, Н2S, парою води; лужнi фумароли (200...400 °С), або амiачнi, в яких переважають гази амiачних солей, пара води, амiак; сiрчистi фумароли, або сольфатари (100.. .300 ОС), до складу яких входять переважно такi гази, як S02, Н2S,СО2, Н2О, СН4 ;вуглекислі фумароли, або мофети (до 100 °С), складенi переважно вуглекислим газом, мiрою Н2S, ЩО. Мофети видiляються на стадiї затухання вулканiчної дiяльностi. Стiнки кратерiв вулканiв внаслiдок сублiмаії газових видiленъ вкриваються скупченнями сiрки, борної кислоти, бури тощо.

Гази, що виділяються з магми до і після виверження, мають вигляд білих струменів водяної пари. Коли до них при виверженні домішується тефра, викиди стають сірими або чорними. Слабке виділення газів у вулканічних районах може тривати роками. Такі виходи гарячих газів і пари через отвори на дні кратера або схилах вулкана, а також на поверхні лавових або попільних потоків називають фумаролами. До особливих типів фумарол належать сольфа-тapu, що містять сполуки сірки, і мофети, у яких переважає вуглекислий газ. Температура фумарольних газів близька до температури магми і може сягати 800 °С, але може і знижуватися до температури кипіння води (-100 °С), пари якої є основною складовою фумарол. Фумарольні гази зароджуються як у неглибоких приповерхневих горизонтах, так і на великих глибинах у розпечених породах. У 1912 р. в результаті виверження вулкана Новарупта на Алясці утворилася знаменита Долина десяти тисяч димів, де на поверхні вулканічних викидів площею близько 120 км2 виникла безліч високотемпературних фумарол. Сьогодні у Долині діє лише кілька фумарол із досить низькою температурою. Іноді від поверхні ще не остиглого лавового потоку піднімаються білі струмені пари; найчастіше це дощова вода, що нагрілася при зіткненні з розпеченим потоком лави.

Хімічний склад вулканічних газів. Газ, що виділяється з вулканів, на 50—85 % складається з водяної пари. Понад 10 % припадає на частку вуглекислого газу, близько 5 % складає сірчистий газ, 2—5 % — хлористий водень і 0,02—0,05 % — фтористий водень. Сірководень і газоподібна сірка зазвичай містяться в малих кількостях. Іноді містяться водень, метан і оксид вуглецю, а також невелика домішка різних металів. У газових виділеннях із поверхні лавового потоку, вкритого рослинністю, був виявлений аміак.

Дуже рiзноманiтнi твердi продукти вулканiчних вивержень. Вони утворюються пiд час вибухiв з уламкiв порiд кратера, застиглої на повiтрi лави i класифiкуютъся за розмiрами уламкiв. Тверді продукти виверження утворюються у результаті розбризкування і застигання в повітрі лави, розпушування і викидання застиглої лави попередніх вивержень. Серед твердих продуктів виверження за розмірами розрізняють вулканічний попіл, вулканічний пісок, вулканічні камінці – лапілі та вулканічні бомби (інколи у декілька тонн вагою).

Тверді породи, що утворюються при остиганні лави, містять в основному двооксид кремнію, оксиди алюмінію, заліза, магнію, кальцію, натрію, калію, титана й воду. Зазвичай в лавах вміст кожного з цих компонентів перевищує один відсоток, а багато інших елементів присутні в меншій кількості.

Вулканiчнi бомби — це переважно уламки лави, викинутої в розжареному станi високо вгору i округленi в польотi до сферичної чи веретеноподiбної форми, вкритi зверху застиглою кiркою. За величиною вони можуть бути вiд декiлькох сантиметрiв до багатьох метрiв у поперечнику. Вулканічна бомба представляє собою застиглу грудку лави, викинуту під час виверження з жерла вулкана в рідкому стані, форма вулканічної бомби залежить від складу лави. Рідкі лави не встигають вихолонути в повітрі і при падінні на землю набувають коржоподібної форми. Малов’язкі лави (базальтові), обертаючись, набувають в польоті веретеноподібної або грушоподібної форми. В'язкі лави набувають округлої форми. Розміри В.б. від 5см до 7м.

Лапілі (від лат. lapillus – камінець) — невеличкi шматочки лави або уламки гпорiд кратера дiаметром у кiлька сантиметрiв (переважно 1... 3см).

Вулканiчний пісок — це мiнеральнi частинки дiаметром 0,1.. .2мм. дрiбнiшi частинки (до 0,1мм) називають вулканічним попелом. Попiл i пiсок — це кристалики польового шпату, авгiту, роговоi обманки i найчастiше уламки вулканiчного скла (обсидiану). Осiдаючи на поверхнi Землi, ущiльнюючися, вони утворюють гiрську породу — вулканічний туф. Якщо в ньому трапляються лапiлi та вулканiчнi бомби, уламки гострокутні форми, то породу називають туфобрекчiєю.

Вулканічний попіл - пірокластичний матеріал (тефра) з розміром частинок менше 2мм, що утворюється внаслідок дроблення вулканіч. вибухами рідкої лави і вулканіч. порід - продуктів більш ранніх вивержень. У залежності від розміру частинок, сили виверження і вітру В.п. може осідати на значному віддаленні від місця виверження, утворюючи маркуючі горизонти. Так, напр., при виверженні вулкана Кракатау (Індонезія) у 1883 В.п. облетів навколо Землі майже два рази. Ця особливість В.п. використовується в стратиграфії (тефрохронологіч. метод кореляції товщ г.п.). Щорічно вулкани Землі викидають бл. 3·109 т В.п. Застосовується для виготовлення легких бетонів, тарного скла, цементів, теплоізоляц. матеріалів, фільтруючих мас, як ґрунт для вирощування рослин та ін.

До твердих продуктiв вулканiчних вивержень вiдносять також пемзу, яка утворюється з кислих лав iз високим вмiстом розчинених газiв. Наближуючися до земної поверхнi, така лава спiнюється та швидко охолоджується. Утворюється дуже пориста порода, яка внаслiдок подальшого розширення газiв розпадається на численнi уламки найрiзноманiтнiших розмiрiв. Завдяки низькiй питомiй вазi вона плаває у водi, тому часто пемзу можна знайти на морських узбережжях, вiддалених вiд вулканiчних районiв.

Цунамі — величезні морські хвилі, пов'язані головно з підводними землетрусами, але іноді виникають при вулканічних виверженнях на дні океану, що можуть викликати утворення декількох хвиль, які йдуть одна за одною з інтервалом від декількох хвилин до декількох годин. Виверження вулкана Кракатау 26 серпня 1883 р. і подальше обвалення його кальдери супроводжувалося цунамі заввишки більше ЗО м, що спричинило численні людські жертви на узбережжях Яви та Суматри.

2.4 Морфологічні відмінності вулканів

Залежно від способу появи магми та утворюваних із неї продуктів на земній поверхні і внаслідок дії зовнішніх чинників утворюються різноманітні форми рельєфу вулканічного походження. Їх часто називають типами поверхневих вулканічних апаратів.

Так, вибуховий характер виверження здебільшого утворює лійкоподібні або циліндричні заглиблення, які виникають внаслідок експлозії, тобто вибуху магматичних газів без виливання лави. Діаметр таких кратерів – маарів – становить від 300м до 3,5км, а їхня глибина сягає 300-400м. У вологому кліматі маари зазвичай перетворюються на озера. Такі кратери відомі на Центральному масиві у Франції, у Центральній Америці, Новій Зеландії, Південній Африці, Якутії. В останніх двох районах маари є трубками вибуху діаметром до 800м, заповненими ультра основною породою – кімберлітом, який містить алмази. Деякі відомості про трубки вибуху є також у межах Українського кристалічного щита (Болтинська та Ротмистрівська западини), щоправда, вони поховані під осадовими товщами кайнозою і дуже слабко відображені у рельєфі.

Інтрузивні магматичні тіла – лаколіти – можуть бути як вулканічні споруди у разі, коли інтрузія магми відбувалася настільки активно, що магматичне тіло зупинилося майже біля земної поверхні. Унаслідок денудаційних процесів вони з’являються на поверхні, де й височать у вигляді вулканічних споруд. Типові лаколіти заввишки 700-1000м знаходяться в околицях російського міста П’ятигорська (гори Залізна, Машу, Бештау та ін.).

Екструзивні куполи – найпростіший тип акумулятивних вулканічних споруд зі стрімкими схилами різної висти. Вони утворюються за участі в’язкої малорухомої лави кислого складу (>65% SiO2), яка поступово витісняються на поверхню. Унаслідок значної в’язкості та нездатності швидко розтікатися вона нагромаджується безпосередньо над жерлом вулкана, швидко вкривається шлаковою кіркою і набуває Фоми купола з характерною концентричною структурою. Розміри таких куполів – до кількох кілометрів у діаметрі та до 500м заввишки.

Щитові вулкани утворюються під час виверження центрального типу тоді, коли виливається зріджена та рухома базальтова лава, здатна розтікатися на значні відстані від центру виверження. У разі повторного виверження потоки лави накладаються один на одного і формують вулкан з відносно спадистими схилами (приблизно 6-8°, іноді більше).

У деяких випадках навколо кратера утворюється лише вузький кільцевий вал зі схилами більшої крутості. Причиною виникнення вулкана такої форми вважають лавові фонтани, внаслідок чого шлаки нагромаджуються по краях кратера.

На Землі небагато районів, де поширені щитові вулкани. Зокрема, вони характерні для вулканічних ландшафтів Ісландії, де мають незначні розміри і є переважно згаслими. Прикладом щитового вулкана є гора Дінгья, діаметр кратера – близько 500м. Для геологічного розрізу характерна шаруватість, зумовлена багаторазовими виливами лави.

Щитові вулкани властиві також Гавайським островам. Тут вулкани набагато більші, ніж ісландські. Найбільший – на о. Гавайї – складається з трьох вулканів (Мауна-Кеа, Мауна-Лоа і Кілауеа) щитового типу. Мауна-Лоа піднімається над рівнем моря на 4170м, проте, незважаючи на такий великий розмір, схили дуже спадисті. При основі вулканів ухил поверхні не перевищує 3°, вище він поступово зростає до 10°, а починаючи з висоти 3км, знову різко зменшується. Вершини вулканів мають вигляд лавового плато, посередині якого знаходиться гігантський кратер, перетворений на лавове озеро.

Вулканічні конуси, з якими власне й ототожнюється поняття «вулкани», найчастіше виникають унаслідок експлозивного процесу, де нагромаджуються переважно тверді продукти вулканічної діяльності – попіл, пісок, лапілі, бомби.

Шлакові вулкани – різновид вулканічних конусів, які утворюються у разі не лише викидання рідкої лави, а й унаслідок вибухів завдяки перенасиченості газами. Під час вибуху лава фонтанує міріадами крапель, які застигають так швидко, що падають на поверхню у вигляді бризок. На відміну від лавових конусів крутість схилів шлакових вулканів, складених уламками, досягає 45°, тобто є близькою до крутості природного ухилу уламків. Що грубішим є матеріал, з якого складаються конуси, то крутішими виглядають схили.

Шлакові вулкани досить поширені у Вірменії. Більшість із них знаходяться на схилах великих стратовулканів, дрібні форми утворювалися безпосередньо на лавових потоках. Зростання таких конусів може відбуватися дуже швидко, наприклад шлаковий конус Монте-Нуова (Італія, околиці Неаполя) виник уподовж кількох діб буквально на рівному місці і нині є пагорбом заввишки до 140м.

Найбільшими вулканічними спорудами є стратовулкани. Вони можуть складатися як із шарів лави, так і з шарів пірокластичного матеріалу. Чимало стратовулканів мають правильну конічну форму: Фудзіяма, Ключевська і Кроноцька сопки, Попокатепетль та ін. Серед цих утворень трапляються гори заввишки 3-4км, деякі вулкани сягають висоти 6км, їхні вершини криті вічними снігами й льодовиками.

У більшості вулканів на вершині є лійкоподібне заглиблення, через яке відбувається викидання вулканічних продуктів, - кратер. Великі вулкани можуть мати кілька кратерів, причому деякі з яких утворюються і на схилі (паразитуючі кратери). Вони характерні, зокрема, для Етни, Ключевської сопки та ін. Розміри основних кратерів різні й не залежать від розмірів самих вулканів. Максимальні розміри кратерів характерні для вулканів гавайського типу, наприклад діаметр кратера Мауна-Лоа становить 2440м.

Великі кратери, які виникають унаслідок видалення значної частини вулканічного конуса під час вибухового виверження, називають кальдерами (від ісп. caldera – великий казан). Це великі, нині недіючі кратери, причому сучасні кратери часто розміщуються всередині кальдери (Везувій і вулкан Крашенінникова на Камчатці). Відомі кальдери до 30км діаметром. На дні кальдер поверхня відносно рівна, борти, повернені до центру виверження, завжди стрімкі. Чимало кальдер нині є озерами, наприклад озеро Крейтер у Каскадних горах (10км у діаметрі). Яскравим прикладом великої кальдери є вулканічна споруда Кракатау. Іноді кальдери виникають унаслідок провалювання вглиб (бухта «Левова паща» на острові Ітуруп Курильського архіпелагу).

2.5 Грязьовий вулканізм

Зовні грязьові вулкани дуже подiбнi до справжніх, проте вiдрiзняються від них значно меншими розмірами та продуктами виверження. Під час такого виверження викидаються глинисті породи, насичені водою й перетворені на грязь різної текучості.

Залежно від причин виникнення грязьові вулкани можна поділити на:1) пов’язані з виділенням горючих газів;2) пов’язані з проявами магматичного вулканізму i зумовлені викидами магматичних газів.

Грязьові вулкани першої групи знаходяться у склепінчастих частинах антиклінальних нафтових структур (Апшеронський, Таманський, Керченський півострови). Зокрема, на Керченському пiвостровi грязьовий вулканізм є наслідком наявності антиклінальних складок, в ядрах яких залягають пластичні глини. Гази, які вириваються з глибини 5-7км по розривних порушеннях (метан, вуглекислий газ, сірководень), викидають на поверхню перем’яту глинисту масу з уламками різних гірських порід (брекчію), яка утворює поля вулканічних сопок. Грязьові вулкани розмiщенi поодинці або групами зі сильним живильним осередком.

Найбільша активність грязьового вулканізму Керченського півострова припадає на минулi геологiчнi епохи, переважно на неоген. Виверження постійно діючих вулканів відбувається спокійно. Вони знаходяться в овальних улоговинах, на дні яких підносяться конуси з глинистої брекчії заввишки 1,5— 2,0м, i мають грязьові озера.

IIеріодично дiючi вулкани вивергають значнi маси густої брекчії один раз на кілька або десятки років. Виверження відбувається впродовж кількох діб, супроводжується вибухами, локальними землетрусами, iнодi самозайманням газу. У рельєфі — це конiчнi горби або похилі підвищення заввишки до 60м. Згаслi грязьові вулкани спостерігаються у викопних відкладах. із багатьма з них пов’язані прогини, заповнені вапняками та вулканічною брекчією, що утворилися внаслідок виносу з надр продуктів виверження, деякі з них зайняті озерами (у Криму — Чокрацьке, Тобечицьке, Узунларське та ін.).

Великi грязьові вулкани мають діаметр 5—6 км і досягають 400— 500м заввишки. Так, периметр основи вулкана Горелая Могила на березі Таманської затоки сягає З км.

Таким чином, вулканізм має комплекс характерних рис, які вирізняють цей різновид ендогенних глобальних процесів як окрему рельєфоутворюючу силу. Залежно від характеру вивержень, складу лави та інших не менш важливих факторів процеси вулканізму занесені до різних класифікацій, які дають змогу більш чітко розуміти природу цього явища.

РОЗДІЛ 3. Вулканізм як фактор рельєфоутворення

3.1 Мікро- та мезорельєф. Особливості денудації вулканічних споруд

На фонi великих за розмiрами нерiвностей земної поверхнi, якими є вулкакiчнi споруди, своєрiдно виглядають деякi форми рельефу, утворенi завдяки особливостям режиму виверження (такi форми утворюють рiдкi продукти виливу магматичних мас).

Зазвичай лава, яка вилилася з центрального або бокових кратерiв, стiкає по схилах у виглядi потокiв. Дуже густа та в’язка лава встигає застигнути (перейти у кристалiчний стан) ще у верхпiй частинi схилу. У разi значної щiльностi нона може затвердiти ще у жерлi, утворивши гiгантський лавовий стовп або лавовий палець. Лавовий потiк здебiльшого має вигляд сплющеного валу, який простягається вниз по схилу, з чiтко вираженим здуттям на кiнцевiй дiлянцi. Базальтовi лави (менш в’язкi) можуть утворювати довгi потоки, якi поширюються на десятки кiлометрiв i припиняють свiй рух лише на прилеглiй до вулкана рiвнинi або плато, або в межах плоского дна широкої кальдери. Базальтовi потоки завдовжки 60—70 км — часте явище на Гавайських островах та вІсландії. Довжина лавових потокiв лiпаритового ибо андезитового искладу (вмiст SiО2 — 52—65 %) не перевищує кiлька кiлометрiв. Узагалi бiльша частина об’єму вулканiв, якi викидають продукти кислого чи середнього складу, припадає на пiрокластичнi продукти, а не на лавовий матерiал, оскiльки кислi лави швидко набувають кристалiчного стану, вкриваються кiркою, руйнування якої пiд дiєю внутрiшнього тиску спричинює утворення уламкiв.

Страницы: 1, 2, 3, 4