Vulkan. Was ist Vulkan? geographische Eigenschaft

Magmatismus ist eine Reihe von Prozessen und Phänomenen, die mit der Aktivität von Magma verbunden sind. Magma ist eine feurig-flüssige natürliche, meist silikatische Schmelze, die mit flüchtigen Bestandteilen (H 2 O, CO 2 , CO, H 2 S usw.) angereichert ist. Silikatarme und nichtsilikathaltige Magmen sind selten. Die Kristallisation von Magma führt zur Bildung magmatischer (magmatischer) Gesteine.

Die Bildung magmatischer Schmelzen entsteht durch das Aufschmelzen lokaler Bereiche des Erdmantels oder der Erdkruste. Die meisten Schmelzzentren liegen in relativ geringen Tiefen im Bereich von 15 bis 250 km.

Es gibt mehrere Gründe für das Schmelzen. Der erste Grund hängt mit dem schnellen Aufstieg heißer plastischer Tiefenmaterie von der Region mit hohem Druck in die Region mit niedrigerem Druck zusammen. Ein Druckabfall (ohne wesentliche Temperaturänderung) führt zum Beginn des Schmelzens. Der zweite Grund hängt mit dem Temperaturanstieg zusammen (ohne Druckänderung). Der Grund für die Erwärmung von Gesteinen ist meist das Eindringen heißer Magmen und die damit einhergehende Flüssigkeitsströmung. Der dritte Grund hängt mit der Austrocknung von Mineralien in den tiefen Zonen der Erdkruste zusammen. Wasser, das bei der Zersetzung von Mineralien freigesetzt wird, senkt die Temperatur zu Beginn des Gesteinsschmelzens stark (um Dutzende bis Hunderte von Grad). Somit beginnt das Schmelzen aufgrund des Auftretens von freiem Wasser im System.

Die drei betrachteten Mechanismen der Schmelzerzeugung werden oft kombiniert: 1) der Aufstieg asthenosphärischer Materie in den Bereich niedrigen Drucks führt zum Beginn ihres Schmelzens – 2) das gebildete Magma dringt in den lithosphärischen Mantel und die untere Kruste ein, was zu teilweises Schmelzen der Gesteine, aus denen sie bestehen - 3) Das Aufsteigen von Schmelzen in weniger tiefe Zonen der Kruste, in denen hydroxylhaltige Mineralien (Glimmer, Amphibole) vorhanden sind, führt wiederum zum Schmelzen von Gesteinen während der Freisetzung aus Wasser.

Was die Mechanismen der Schmelzbildung angeht, ist zu beachten, dass es in den meisten Fällen nicht zu einem vollständigen, sondern nur zu einem teilweisen Schmelzen des Substrats (schmelzendes Gestein) kommt. Das entstehende Schmelzzentrum ist ein festes Gestein, das von mit Schmelze gefüllten Kapillaren durchzogen ist. Die weitere Entwicklung der Kammer ist entweder mit dem Auspressen dieser Schmelze oder mit einer Vergrößerung ihres Volumens verbunden, was zur Bildung eines „magmatischen Breis“ führt – mit feuerfesten Kristallen gesättigtes Magma. Bei Erreichen von 30–40 Vol.-% der Schmelze nimmt dieses Gemisch die Eigenschaften einer Flüssigkeit an und wird in den Bereich niedrigerer Drücke herausgedrückt.

Die Beweglichkeit von Magma wird durch seine Viskosität bestimmt, die von der chemischen Zusammensetzung und der Temperatur abhängt. Die niedrigste Viskosität besitzen tiefe Mantelmagmen, die eine hohe Temperatur haben (bis zu 1600-1800 0 C zum Zeitpunkt der Entstehung) und wenig Kieselsäure (SiO 2) enthalten. Die höchste Viskosität besitzen Magmen, die durch das Schmelzen des Materials der oberen Kontinentalkruste bei der Austrocknung von Mineralien entstanden sind: Sie entstehen bei einer Temperatur von 700-600 0 C und sind maximal mit Kieselsäure gesättigt.

Die aus den intergranularen Poren herausgepresste Schmelze wird mit einer Geschwindigkeit von mehreren Zentimetern bis mehreren Metern pro Jahr nach oben gefiltert. Wenn große Mengen Magma entlang von Rissen und Verwerfungen eingebracht werden, ist die Geschwindigkeit ihres Anstiegs viel höher. Berechnungen zufolge erreichte die Aufstiegsgeschwindigkeit einiger ultrabasischer Magmen (deren Ausfluss an der Oberfläche zur Bildung seltener effusiver ultrabasischer Gesteine ​​– Komatiite) führte, 1–10 m/s.

Muster der Magmaentwicklung und Bildung magmatischer Gesteine

Die Zusammensetzung und Eigenschaften von aus Magma gebildeten Gesteinen werden durch eine Kombination der folgenden Faktoren bestimmt: die anfängliche Zusammensetzung des Magmas, die Prozesse seiner Entwicklung und die Kristallisationsbedingungen. Alle magmatischen Gesteine ​​werden nach dem Kieselsäuregehalt in 6 Ordnungen eingeteilt:

Magmatische Schmelzen stammen aus dem Erdmantel oder entstehen durch das Schmelzen von Gesteinen in der Erdkruste. Bekanntlich ist die chemische Zusammensetzung von Mantel und Kruste unterschiedlich, was vor allem die Unterschiede in der Zusammensetzung von Magmen bestimmt. Magmen, die beim Schmelzen von Mantelgesteinen entstehen, sind wie diese Gesteine ​​​​selbst mit basischen Oxiden angereichert – FeO, MgO, CaO, daher haben solche Magmen eine ultrabasische und basische Zusammensetzung. Bei ihrer Kristallisation entstehen ultrabasische bzw. basische magmatische Gesteine. Magmen, die beim Schmelzen von Krustengesteinen entstehen, die arm an basischen Oxiden sind, aber stark an Kieselsäure (einem typischen sauren Oxid) angereichert sind, haben eine saure Zusammensetzung; Bei ihrer Kristallisation entstehen saure Gesteine.

Allerdings unterliegen Primärmagmen im Laufe der Evolution häufig erheblichen Veränderungen in der Zusammensetzung, die mit den Prozessen der Kristallisation, Differenzierung, Segregation und Hybridisierung verbunden sind, wodurch eine Vielzahl magmatischer Gesteine ​​entstehen.

Kristallisationsdifferenzierung. Bekanntlich kristallisieren nach der Bowen-Reihe nicht alle Mineralien gleichzeitig – Olivine und Pyroxene trennen sich als erste aus der Schmelze. Da sie eine höhere Dichte als die Restschmelze haben und die Viskosität des Magmas nicht zu hoch ist, setzen sie sich am Boden der Magmakammer ab, was ihre weitere Reaktion mit der Schmelze verhindert. In diesem Fall unterscheidet sich die Restschmelze in ihrer chemischen Zusammensetzung vom Original (da einige der Elemente in der Zusammensetzung der Mineralien enthalten sind) und ist an flüchtigen Bestandteilen angereichert (sie sind nicht in den Mineralien der frühen Kristallisation enthalten). Folglich bilden die Mineralien der frühen Kristallisation in diesem Fall ein Gestein, und das verbleibende Magma bildet andere Gesteine ​​​​mit unterschiedlicher Zusammensetzung. Prozesse der Kristallisationsdifferenzierung sind typisch für basische Schmelzen; Die Ausfällung femischer Mineralien führt zu einer Schichtung in der Magmakammer: Ihr unterer Teil nimmt eine ultramafische Zusammensetzung an, während ihr oberer Teil eine basische Zusammensetzung annimmt. Unter günstigen Bedingungen kann die Differenzierung zur Freisetzung einer kleinen Menge felsischer Schmelze aus dem primären mafischen Magma führen (was am Beispiel der gefrorenen Alae-Lavaseen auf den Hawaii-Inseln und der Vulkane in Island untersucht wurde).

Abgrenzung ist ein Prozess der Trennung von Magma unter Temperaturabnahme in zwei nicht mischbare Schmelzen mit unterschiedlicher chemischer Zusammensetzung (im Gesamtansicht Der Ablauf dieses Prozesses kann als Prozess der Trennung von Wasser und Öl aus ihrem Gemisch dargestellt werden. Dementsprechend kristallisieren aus den abgetrennten Magmen Gesteine ​​unterschiedlicher Zusammensetzung.

Hybridismus („hybrida“ – eine Mischung) ist der Prozess der Vermischung von Magmen unterschiedlicher Zusammensetzung oder der Assimilation von Wirtsgesteinen durch Magma. Durch die Wechselwirkung mit Wirtsgesteinen unterschiedlicher Zusammensetzung, das Einfangen und Verarbeiten ihrer Fragmente wird die magmatische Schmelze mit neuen Bestandteilen angereichert. Mit diesem Begriff wird der Vorgang des Schmelzens oder der vollständigen Assimilation von Fremdmaterial durch Magma bezeichnet Assimilation („assimillato“ – Assimilation). Beispielsweise entstehen durch die Wechselwirkung mafischer Magmen mit felsischen Wandgesteinen Hybridgesteine ​​mittlerer Zusammensetzung. Oder umgekehrt kann das Eindringen von Kieselsäuremagmen in Gesteine, die reich an basischen Oxiden sind, auch zur Bildung von Zwischengesteinen führen.

Es ist auch zu berücksichtigen, dass bei der Entwicklung der Schmelze die oben genannten Prozesse kombiniert werden können.

Außerdem, Es kann sich Magma gleicher chemischer Zusammensetzung bilden verschiedene Rassen . Dies ist auf unterschiedliche Bedingungen der Magmakristallisation und vor allem auf die Tiefe zurückzuführen.

Entsprechend den Bedingungen der Entstehungstiefe (oder auf der Grundlage der Fazies) werden magmatische Gesteine ​​in intrusive oder tiefe und effusive oder ausgebrochene Gesteine ​​unterteilt. aufdringliche Felsen entstehen bei der Kristallisation magmatischer Schmelze in der Tiefe von Gesteinsschichten; Je nach Formationstiefe werden sie in zwei Fazies unterteilt: 1) Abgrundfelsen in beträchtlicher Tiefe (mehrere Kilometer) gebildet und 2) hypobyssal, die in relativ geringer Tiefe (ca. 1-3 km) entstanden sind. überschwängliches Gestein entstehen durch die Erstarrung von Lava, die auf die Oberfläche oder den Grund der Ozeane gegossen wird.

Dabei werden folgende Hauptfazies unterschieden: abyssal, hypabyssal und effusiv. Neben den drei genannten Fazies gibt es noch weitere subvulkanisch Und Vene Rassen. Die ersten von ihnen entstehen in oberflächennahen Bedingungen (bis zu einigen hundert Metern) und haben große Ähnlichkeit mit Ergussgesteinen; Letztere liegen nahe am Hypabyssal. Überschwängliche Gesteine ​​werden oft begleitet von pyroklastisch Formationen, die aus Fragmenten von Effusionen, ihren Mineralien und vulkanischem Glas bestehen.

Zeichnung - Fazies

Signifikante Unterschiede in der Art der Manifestation magmatischer Prozesse in Tiefen- und Oberflächenbedingungen machen eine Unterscheidung zwischen intrusiven und effusiven Prozessen erforderlich.

Aufdringlicher Magmatismus

Intrusive Prozesse sind mit der Bildung und Bewegung von Magma unter der Erdoberfläche verbunden. Die in den Tiefen der Erde gebildeten magmatischen Schmelzen haben eine geringere Dichte als die umgebenden Festgesteine ​​und dringen aufgrund ihrer Beweglichkeit in die darüber liegenden Horizonte ein. Den Vorgang des Eindringens von Magma nennt man Einbruch (von „intrusio“ – Umsetzung). Wenn Magma erstarrt, bevor es die Oberfläche erreicht (zwischen Wirtsgesteinen), entstehen Intrusionskörper. In Bezug auf die Wirtsgesteine ​​werden Intrusionen unterteilt in Konsonanten(konkordant) und Andersdenkende(nicht übereinstimmend). Erstere liegen in Übereinstimmung mit den Wirtsgesteinen, ohne die Grenzen ihrer Schichten zu überschreiten; Letztere haben Sekantenkontakte. Je nach Form werden verschiedene Arten von Intrusivkörpern unterschieden.

Zu den Konsonantenformen der Intrusive gehören Sill, Lopolith, Laccolith und andere, weniger verbreitete Formen. Silla sind anpassungsfähige, blattförmige Intrusionskörper, die unter den Bedingungen der Dehnung der Erdkruste entstehen. Ihre Dicke reicht von einigen zehn Zentimetern bis zu Hunderten von Metern. Das Eindringen einer großen Anzahl von Schwellen in die Schichtschicht bildet so etwas wie einen Schichtkuchen. Gleichzeitig bilden starke magmatische Gesteine ​​​​im Relief durch Erosion „Stufen“ ( Englisch „Schwelle“ – Schwelle). Solche mehrstufigen Schweller aus mafischen Gesteinen sind auf der sibirischen Plattform (als Teil der Tunguska-Syneklise), auf Hindustan (Dean) und anderen Plattformen weit verbreitet. Lopoliten- Dies sind große, konsonant aufdringliche, untertassenförmige Körper. Die Dicke der Lopolithen erreicht Hunderte von Metern und der Durchmesser beträgt mehrere zehn Kilometer. Das größte ist das Bushveld in Südafrika. Entstanden unter Bedingungen tektonischer Ausdehnung und Senkung. Lakkolithen- ein konsonanter, aufdringlicher Körper von pilzartiger Form. Das Dach des Laccolithen hat eine konvex gewölbte Form, die Sohle ist meist horizontal. Die Einbrüche der Henry Mountains in Nordamerika sind ein klassisches Beispiel. Sie entstehen unter Bedingungen erheblichen Drucks eindringenden Magmas auf geschichteten Wirtsgesteinen. Es handelt sich um flache Intrusionen, da in tiefen Horizonten der Magmadruck den Druck mächtiger darüberliegender Gesteinsschichten nicht überwinden kann.

Zu den häufigsten Diskordanzen zählen Gänge, Adern, Lagerstätten und Batholithen. Deich- ein diskontinuierlicher, intrusiver Körper mit plattenförmiger Form. Sie entstehen unter hypobyssalen und subvulkanischen Bedingungen, wenn Magma entlang von Verwerfungen und Spalten eingelagert wird. Durch exogene Prozesse werden die umschließenden Sedimentdeiche schneller zerstört als die in ihnen vorkommenden Deiche, wodurch diese im Relief zerstörten Mauern ähneln ( Name aus dem Englischen „Deich“, „Deich“ – eine Barriere, eine Mauer aus Stein). Venen sogenannte kleine Sekantenkörper unregelmäßige Form. Aktie (von ihm. "Stock" - Stock, Stamm) ist ein diskordanter, intrusiver Säulenkörper. Die größten Eingriffe sind Batholithen Dazu gehören Intrusionskörper mit einer Fläche von mehr als 200 km 2 und einer Mächtigkeit von mehreren km. Batholithen bestehen aus saurem Abgrundgestein, das beim Schmelzen der Erdkruste in Gebieten mit Gebirgsbildung entsteht. Es ist bemerkenswert, dass die Granitoide, aus denen Batholithe bestehen, sowohl durch das Schmelzen primärer sedimentärer „Sialic“-Gesteine ​​(S-Granite) als auch während des Schmelzens primärer magmatischer, einschließlich basischer „Femic“-Gesteine ​​(I-Granite) entstehen ). Dies wird durch die Vorbehandlung des ursprünglichen Gesteins (Substrat) durch Tiefenflüssigkeiten erleichtert, die Alkalien und Kieselsäure in dieses einbringen. Durch großflächiges Schmelzen entstandene Magmen können am Ort ihrer Entstehung kristallisieren und so entstehen autochthone Eingriffe oder in Wirtsgesteine ​​eindringen - allochthone Eingriffe.

Unter dem Sammelbegriff werden häufig alle großen, tiefen Intrusivkörper (Batholithen, Bestände, Lopoliten etc.) zusammengefasst Plutons. Ihre kleineren Zweige heißen Apophysen.

Vorkommensformen aufdringlicher Körper

Bei der Wechselwirkung mit den Wirtsgesteinen („Rahmen“) übt Magma eine thermische und chemische Wirkung auf diese aus. Die Zone der Veränderung im kontaktnahen Teil des Wirtsgesteins wird erbohrt Exokontakt. Die Mächtigkeit solcher Zonen kann je nach Beschaffenheit des Wirtsgesteins und der Sättigung des Magmas mit Flüssigkeiten zwischen einigen Zentimetern und mehreren Dutzend Kilometern variieren. Auch die Intensität der Veränderungen kann stark variieren: von Austrocknung und leichter Verdichtung der Gesteine ​​bis hin zum vollständigen Ersatz der ursprünglichen Zusammensetzung durch neue mineralische Paragenesen. Andererseits verändert das Magma selbst seine Zusammensetzung. Dies geschieht am intensivsten in den Randbereichen der Intrusion. Die Zone alterierter magmatischer Gesteine ​​im Randteil der Intrusion wird als bezeichnet Endokontakt Zone. Endokontaktzonen (Fazies) zeichnen sich nicht nur durch Veränderungen in der chemischen (und damit mineralischen) Zusammensetzung von Gesteinen aus, sondern auch durch Unterschiede in den Struktur- und Texturmerkmalen, manchmal auch durch Sättigung Xenolithe(eingefangen durch Magma-Einschlüsse) von Wirtsgesteinen. Bei der Untersuchung und Kartierung von Territorien, in denen mehrere Intrusionskörper vereint sind, ist die korrekte Identifizierung von Phasen und Fazies von großer Bedeutung. Jede Umsetzungsphase sind magmatische Körper, die durch das Eindringen einer Portion Magma entstehen. Körper, die zu verschiedenen Penetrationsphasen gehören, werden durch Sekantenkontakte getrennt. Die Vielfalt der Fazies kann nicht nur mit dem Vorhandensein mehrerer Phasen, sondern auch mit der Bildung von Endokontaktzonen in Verbindung gebracht werden. Für Endokontaktfazies ist das Vorhandensein allmählicher Übergänge zwischen Gesteinen charakteristisch (aufgrund der Abnahme des Einflusses von Wirtsgesteinen mit zunehmender Entfernung vom Kontakt) und nicht scharfer Grenzen.

Vulkanische Prozesse

Schmelzen und Gase, die im Inneren des Planeten freigesetzt werden, können die Oberfläche erreichen und dazu führen Vulkanausbruch- der Vorgang, bei dem glühende oder heiße feste, flüssige und gasförmige vulkanische Produkte an die Oberfläche gelangen. Als Austrittsöffnungen werden die Austrittsöffnungen bezeichnet, durch die vulkanische Produkte auf die Erdoberfläche gelangen Vulkane (Vulkan ist der Gott des Feuers in der römischen Mythologie.). Abhängig von der Form des Auslasses werden Vulkane in Spalten- und Zentralvulkane unterteilt. Spaltvulkane, oder linearer Typ einen Auslass in Form eines ausgedehnten Risses (Störung) haben. Der Ausbruch erfolgt entweder entlang des gesamten Risses oder in einzelnen Abschnitten. Solche Vulkane sind auf Ausdehnungszonen beschränkt Lithosphärenplatten, wo durch die Dehnung der Lithosphäre tiefe Verwerfungen entstehen, entlang derer Basaltschmelzen eingebracht werden. Aktive Dehnungszonen sind die Bereiche mittelozeanischer Rücken. Die Vulkaninseln Islands, die den Ausgang des Mittelatlantischen Rückens über der Meeresoberfläche darstellen, gehören zu den vulkanisch aktivsten Teilen des Planeten; hier befinden sich typische Spaltenvulkane.

Bei Vulkanen zentraler Typ die Eruption erfolgt durch den rohrförmigen Versorgungskanal - Mund- Übergang von der Vulkankammer zur Oberfläche. Der obere Teil der Entlüftung, der sich zur Oberfläche hin öffnet, wird als bezeichnet Krater. Entlang der Spalten können sekundäre Auslasskanäle vom Hauptschlot abzweigen, wodurch seitliche Krater entstehen. Aus dem Krater austretende Vulkanprodukte bilden vulkanische Strukturen. Unter dem Begriff „Vulkan“ wird oft ein Hügel verstanden, auf dessen Spitze sich ein Krater befindet, der durch die Produkte des Ausbruchs entstanden ist. Die Form vulkanischer Strukturen hängt von der Art der Eruptionen ab. Mit ruhigen Ergüssen flüssiger Basaltlava, flach Schildvulkane. Im Falle des Ausbruchs von zähflüssigerer Lave und (oder) des Auswurfs fester Produkte bilden sich Vulkankegel. Die Bildung einer vulkanischen Struktur kann als Folge eines einzelnen Ausbruchs erfolgen (sogenannte Vulkane). monogen) oder als Folge mehrerer Eruptionen (Vulkane). polygen). Als polygene Vulkane werden bezeichnet, die aus abwechselnden Lavaströmen und lockerem vulkanischem Material aufgebaut sind Stratovulkane.

Ein weiteres wichtiges Kriterium für die Klassifizierung von Vulkanen ist ihr Aktivitätsgrad. Nach diesem Kriterium werden Vulkane unterteilt in:

1. aktuell- Ausbrüche oder Emission heißer Gase und Wasser in den letzten 3500 Jahren (historischer Zeitraum);
2. potenziell aktiv- Holozäne Vulkane, die vor 3500-13500 Jahren ausbrachen;
3. bedingt ausgestorben Vulkane, die im Holozän keine Aktivität zeigten, aber ihre äußere Form beibehielten (älter als 100.000 Jahre);
4. ausgestorben- Vulkane, durch Erosion stark verändert, verfallen, in den letzten 100.000 Jahren nicht aktiv.

Schematische Darstellungen der zentralen (oben) und Schildvulkane (unten) (nach Rast, 1982)

Die Produkte von Vulkanausbrüchen werden in flüssige, feste und gasförmige Produkte unterteilt.

solide Eruptionen vorgeführt pyroklastisches Gestein (aus dem Griechischen „ryg“ – Feuer und „klao“ – ich breche, ich breche) - klastisches Gestein, das durch die Ansammlung von Material entsteht, das bei Vulkanausbrüchen ausgeworfen wird. Eingeteilt in Endoklastitis, gebildet beim Spritzen und Erstarren von Lava, und Exoklastiten entstand durch die Zerkleinerung früher gebildeter präkoklastischer Gesteine. Je nach Größe der Trümmer werden sie in Vulkanbomben, Lapilli, Vulkansand und Vulkanstaub unterteilt. Unter dem Begriff werden Vulkansand und Vulkanstaub zusammengefasst Vulkanasche.

Vulkanbomben sind die größten pyroklastischen Formationen und können einen Durchmesser von mehreren Metern erreichen. Gebildet aus Lavafragmenten, die aus dem Krater ausgeworfen werden. Je nach Viskosität weisen Laven unterschiedliche Formen und Oberflächenskulpturen auf. Beim Ausstoß flüssiger (hauptsächlich basaltischer) Laven entstehen spindelförmige, tropfenförmige, bandförmige und tintenförmige Bomben. Die spindelförmige Form ist auf die schnelle Rotation dünnflüssiger Lava während des Fluges zurückzuführen. Die tintenförmige Form entsteht, wenn flüssige Lava in geringer Höhe ausgestoßen wird, keine Zeit zum Aushärten hat und beim Auftreffen auf den Boden abgeflacht wird. Bandbomben entstehen, indem Lava durch enge Risse gepresst wird. Man findet sie in Form von Bandfragmenten. Beim Fließen von Basaltlava entstehen bestimmte Formen. Dünne Ströme flüssiger Lava werden vom Wind verweht und verhärten sich zu Fäden, solche Formen werden „Peles Haare“ genannt ( Pele – die Göttin lebt der Legende nach in einem der Lavaseen auf den Hawaii-Inseln). Aus zähflüssiger Lava gebildete Bomben zeichnen sich durch polygonale Umrisse aus. Einige Bomben werden während des Fluges mit einer gekühlten, verhärteten Kruste bedeckt, die durch aus dem Inneren freigesetzte Gase zerrissen wird. Ihre Oberfläche hat die Form einer „Brotkruste“. Vulkanbomben können auch aus exoklastischem Material bestehen, insbesondere bei Explosionen, die vulkanische Strukturen zerstören.

Lapilli (von lat. „lapillus“ – Kieselstein) werden durch runde oder eckige vulkanische Auswurfmassen dargestellt, die aus im Flug gefrorenen Stücken frischer Lava, alten Lavas und vulkanfremden Gesteinen bestehen. Die Größe der Fragmente, die Lapilli entsprechen, liegt zwischen 2 und 50 mm.

Das kleinste pyroklastische Material ist Vulkanasche. Der Großteil der vulkanischen Emissionen lagert sich in der Nähe des Vulkans ab. Um dies zu veranschaulichen, genügt es, an die Städte Herculaneum, Pompeji und Stabia zu erinnern, die beim Ausbruch des Vesuvs im Jahr 79 mit Asche bedeckt waren. Bei starken Eruptionen kann Vulkanstaub in die Stratosphäre geschleudert werden und sich in Luftströmungen über Tausende von Kilometern schwebend fortbewegen.

Ursprünglich lose vulkanische Produkte (genannt „Tephra“) werden anschließend verdichtet und zementiert und verwandeln sich in vulkanische Tuffe. Wenn Fragmente pyroklastischer Gesteine ​​(Bomben und Lapilli) durch Lava zementiert werden, dann Lavabrekzien. Spezifische, besondere Beachtung verdienende Formationen sind Ignimbrite (von lat. „ignis“ – Feuer und „imber“ – Regenguss). Ignimbrite sind Gesteine, die aus gesintertem saurem pyroklastischem Material bestehen. Ihre Entstehung ist mit der Entstehung verbunden sengende Wolken(oder Ascheströme) – Ströme aus heißem Gas, Lavatropfen und festen vulkanischen Emissionen, die aus der intensiven gepulsten Gasfreisetzung während einer Eruption resultieren.

Flüssige Produkte von Eruptionen sind Lava. Lava (aus ital. „Lava“ – ich überflute) ist eine flüssige oder zähflüssige geschmolzene Masse, die bei Vulkanausbrüchen an die Oberfläche gelangt. Lava unterscheidet sich von Magma durch einen geringen Gehalt an flüchtigen Bestandteilen, der mit der Entgasung des Magmas bei seiner Bewegung zur Oberfläche verbunden ist. Die Art des Lavaflusses an die Oberfläche wird durch die Intensität der Gasfreisetzung und die Viskosität der Lava bestimmt. Es gibt drei Lavaflussmechanismen – Effusion, Extrusion und Explosion – und dementsprechend drei Haupttypen von Eruptionen. Überschwängliche Eruptionen sind ruhige Lavaausbrüche eines Vulkans. Extrusion- Art der Eruption, begleitet von Extrusion zähflüssige Lava. Extrusive Eruptionen können mit explosiven Ausgasungen einhergehen, die zur Bildung sengender Wolken führen. explosive Eruptionen- Es handelt sich um Eruptionen explosiver Natur, die auf die schnelle Freisetzung von Gasen zurückzuführen sind.

Fazies vulkanogener Gesteine(Feldgeologie, 1989)
1-Deiche, 2-Lagergänge, Lakkolithe, 3-explosive Subfazies, 4-Lavaströme (effusive Subfazies), 5-Kuppeln und Obelisken (extrusive Subfazies), 6-Schlot-Fazies, 7-hypabyssale Intrusion

Lavas werden wie ihre intrusiven Gegenstücke hauptsächlich in ultrabasische, basische, mittlere und felsische Lava eingeteilt. Ultrabasische Laven sind im Phanerozoikum sehr selten, obwohl sie im Präkambrium (unter Bedingungen eines intensiveren Zustroms endogener Wärme) viel weiter verbreitet waren. Basische – basaltische – Laven sind in der Regel flüssig, was mit einem geringen Gehalt an Kieselsäure und einer hohen Temperatur am Austritt an die Oberfläche (ca. 1000–1100 °C und mehr) einhergeht. Aufgrund ihres flüssigen Zustands geben sie leicht Gase ab, was den überschwänglichen Charakter von Eruptionen und die Fähigkeit bestimmt, sich über große Entfernungen in Form von Bächen auszubreiten und in Gebieten mit schlecht zergliederter Topographie ausgedehnte Abdeckungen zu bilden. Die Strukturmerkmale der Oberfläche von Lavaströmen ermöglichen die Unterscheidung zweier Arten, denen hawaiianische Namen gegeben werden. Der erste Typ heißt pahoehoe(oder Seillava) und bildet sich auf der Oberfläche schnell fließender Laven. Die fließende Lava ist mit einer Kruste bedeckt, die bei aktiver Bewegung keine Zeit hat, eine nennenswerte Dicke anzunehmen und schnell Wellen bildet. Diese „Wellen“ lösen sich mit der weiteren Bewegung der Lava und sehen aus wie nebeneinander gelegte Seile.

Video zur Veranschaulichung der Entstehung einer Seiloberfläche

Der zweite Typ, genannt aa-lava, ist charakteristisch für viskosere basaltische (oder anders zusammengesetzte) Laven. Aufgrund der langsameren Strömung wird die Kruste dicker und zerfällt in kantige Fragmente; die Oberfläche von AA-Laven ist eine Ansammlung von spitzwinkligen Fragmenten mit spitzen- oder nadelartigen Vorsprüngen.

Bildung von AA-Laven (Kilauea-Vulkan)

Mit zunehmendem Kieselsäuregehalt werden die Laven zähflüssiger und erstarren bei niedrigeren Temperaturen. Bleiben basaltische Laven bei Temperaturen in der Größenordnung von 600–700 °C beweglich, so erstarren andesitische (mittlere) Laven bereits bei 750 °C und mehr. Normalerweise sind felsische, dazitische und liparitische Laven die viskosesten. Eine erhöhte Viskosität erschwert die Trennung von Gasen, was zu explosionsartigen Ausbrüchen führen kann. Wenn die Viskosität der Lava hoch und der Druck der Gase relativ niedrig ist, kommt es zur Extrusion. Auch die Struktur der Lavaströme ist unterschiedlich. Für viskose Medien und saure Schmelzen ist die Bildung blockiger Laven charakteristisch. blockartige Lavaäußerlich ähneln sie AA-Lava und unterscheiden sich von ihnen durch das Fehlen stacheliger und nadelförmiger Vorsprünge sowie durch die Tatsache, dass die Blöcke an der Oberfläche eine regelmäßigere Form und eine glattere Oberfläche haben. Die Bewegung von Lavaströmen, deren Oberfläche mit blockiger Lava bedeckt ist, führt zur Bildung von Lavabrekzienhorizonten.

Wenn flüssige Basaltlava in Wasser gegossen wird, verfestigt sich die Oberfläche der Ströme schnell, was zur Bildung eigenartiger „Röhren“ führt, in denen sich die Schmelze weiter bewegt. Wenn ein Teil der Lava vom Rand eines solchen „Rohrs“ ins Wasser gedrückt wird, nimmt er eine tropfenförmige Form an. Da die Abkühlung ungleichmäßig ist und der innere Teil noch einige Zeit im geschmolzenen Zustand bleibt, werden die Lava-„Tropfen“ unter der Wirkung der Schwerkraft und dem Gewicht der nachfolgenden Lavaportionen abgeflacht. Haufen solcher Lava werden genannt Kissenlava oder Kissenlava (aus dem Englischen. "Kissen" - Kissen).

Gasförmige Produkte von Eruptionen dargestellt durch Wasserdampf, Kohlendioxid, Wasserstoff, Stickstoff, Argon, Schwefeloxide und andere Verbindungen (HCl, CH 4 , H 3 BO 3 , HF usw.). Die Temperatur vulkanischer Gase variiert zwischen einigen zehn Grad und tausend oder mehr Grad. Im Allgemeinen sind Hochtemperatur-Ausgasungen (HCl, CO 2 , O 2 , H 2 S usw.) mit der Entgasung von Magma verbunden, Niedertemperatur-Ausgasungen (N 2 , CO 2 , H 2 , SO 2) werden durch beides gebildet jugendliche Flüssigkeiten und aufgrund von atmosphärischen Gasen und Grundwasser, die in den Vulkan eindringen.

Mit der schnellen Freisetzung von Gasen aus Magma oder der Umwandlung von Grundwasser in Dampf, Gasausbrüche. Bei Eruptionen dieser Art kommt es zu einer kontinuierlichen oder rhythmischen Freisetzung von Gas aus dem Schlot, zu keinen Emissionen oder zu sehr geringen Mengen an Asche. Mächtige Gas- und Dampfausbrüche durchbohren einen Kanal im Gestein, aus dem Gesteinsfragmente herausgeschleudert werden und einen Schacht bilden, der den Krater begrenzt. Gasausbrüche treten auch durch die Schlote bestehender polygener Vulkane auf (ein Beispiel ist der Gasausbruch des Vesuvs im Jahr 1906).

Arten von Vulkanausbrüchen

Je nach Art der Eruptionen werden mehrere Typen unterschieden. Die Grundlage für eine solche Klassifizierung wurde bereits 1908 vom französischen Geologen Lacroix gelegt. Er identifizierte vier Typen, denen der Autor die Namen von Vulkanen zuordnete: 1) Hawaiianer, 2) Strombolianer, 3) Vulkanier und 4) Peleianer. Die vorgeschlagene Klassifizierung kann nicht alle bekannten Eruptionsmechanismen umfassen (später wurde sie durch neue Typen ergänzt – isländisch usw.), hat aber trotzdem bis heute nicht an Relevanz verloren.

Ausbrüche hawaiianischer Art gekennzeichnet durch einen ruhigen, überströmenden Ausfluss von sehr heißem, flüssigem Basaltmagma unter Bedingungen niedrigen Gasdrucks. Unter Druck stehende Lava wird in Form von Lavafontänen in die Luft geschleudert, die mehrere zehn bis mehrere hundert Meter hoch sind (beim Ausbruch des Kilauea im Jahr 1959 erreichten sie eine Höhe von 450 m). Der Ausbruch erfolgt in der Regel aus Spaltenöffnungen, insbesondere im Frühstadium. Es wird von einer kleinen Anzahl schwacher Explosionen begleitet, die Lava verspritzen. Flüssige Lavaströme, die in Form von Spritzern und fleckförmigen Bomben auf den Grund des Brunnens fallen, bilden Spritzerkegel. Lavafontänen, die sich teilweise über mehrere Kilometer entlang des Risses erstrecken, bilden einen Schacht aus gefrorenen Lavaspritzern. Flüssige Lavatropfen können Peles Haare bilden. Ausbrüche hawaiianischer Art führen manchmal zur Bildung von Lavaseen.
Beispiele sind die Ausbrüche der Vulkane Kilauea, Hapemaumau auf den Hawaii-Inseln, Niragongo und Erta Ale in Ostafrika.

Kommt dem beschriebenen hawaiianischen Typ sehr nahe Isländischer Typ; Ähnlichkeiten werden sowohl in der Art der Eruptionen als auch in der Zusammensetzung der Laven festgestellt. Der Unterschied liegt im Folgenden. Bei Ausbrüchen hawaiianischer Art bildet Lava große kuppelförmige Massive (Schildvulkane) und bei Ausbrüchen isländischer Art bilden Lavaströme flache Schichten. Der Ausfluss kommt aus Rissen. Im Jahr 1783 ereignete sich in Island der berühmte Ausbruch aus der etwa 25 km langen Laki-Spalte, bei dem Basalte ein Plateau mit einer Fläche von 600 km2 bildeten. Nach dem Ausbruch füllt sich der Spaltkanal mit erstarrter Lava und beim nächsten Ausbruch bildet sich daneben ein neuer Spalt. Durch die Schichtung vieler hundert Erdmäntel bilden sich über Spalten ausgedehnte Lavaplateaus (ausgedehnte alte Basaltplateaus Sibiriens, Indiens, Brasiliens und anderer Regionen des Planeten), die ihre Position im Raum verändern.

Eruptionen vom strombolianischen Typ. Der Name stammt vom Vulkan Stromboli, der im Tyrrhenischen Meer vor der Küste Italiens liegt. Sie zeichnen sich durch rhythmische (mit Unterbrechungen von 1 bis 10-12 Minuten) Auswürfe relativ zu flüssiger Lava aus. Lavafragmente bilden vulkanische Bomben (birnenförmig, gedreht, seltener spindelförmig, beim Fallen oft abgeflacht) und Lapilli; Material von aschiger Dimension fehlt fast. Auswürfe wechseln sich mit Lavaausbrüchen ab (im Vergleich zu Ausbrüchen hawaiianischer Vulkane sind die Ströme kürzer und dicker, was mit einer höheren Viskosität der Lava einhergeht). Ein weiteres typisches Merkmal ist die Dauer und Kontinuität der Entwicklung: Der Vulkan Stromboli bricht seit dem 5. Jahrhundert v. Chr. aus. Chr.

Vulkanausbrüche. Der Name stammt von der Insel Vulcano in der Gruppe der Äolischen Inseln vor der Küste Italiens. Verbunden mit dem Ausbruch von zähflüssiger, meist andesitischer oder dazitischer Lava mit einem hohen Gasgehalt aus Vulkanen des zentralen Typs. Die zähe Lava erstarrt schnell und bildet einen Pfropfen, der den Krater verstopft. Der Druck der aus der Lava freigesetzten Gase lässt den Korken regelmäßig durch eine Explosion „herausschleudern“. Gleichzeitig wird eine schwarze Wolke aus pyroklastischem Material mit Bomben vom Typ „Brotkruste“ nach oben geschleudert, abgerundete, ellipsoide und verdrehte Bomben fehlen praktisch. Manchmal gehen Explosionen mit Lavaausbrüchen in Form kurzer und kräftiger Ströme einher. Dann wird der Pfropfen erneut geformt und der Zyklus wiederholt sich.
Zwischen den Eruptionen liegen Phasen völliger Ruhe. Ausbrüche vulkanischen Typs sind charakteristisch für die Vulkane Avachinsky und Karymsky in Kamtschatka. Auch die Ausbrüche des Vesuvs stehen diesem Typ nahe.

Ausbrüche vom Peleian-Typ. Der Name stammt vom Vulkan Mont Pelee auf der Insel Martinique in der Karibik. Tritt auf, wenn sehr viskose Lava in Vulkane des zentralen Typs eindringt, was sie dem Ausbruch des vulkanischen Typs näher bringt. Die Lava verfestigt sich im Schlot und bildet einen kräftigen Pfropfen, der in Form eines monolithischen Obelisken herausgedrückt wird (es kommt zu einer Extrusion). Auf dem Vulkan Mont Pele hat der Obelisk eine Höhe von 375 m und einen Durchmesser von 100 m. Die heißen Vulkangase, die sich im Schlot ansammeln, entweichen manchmal durch den gefrorenen Kork, was zur Bildung sengender Wolken führt. Die sengende Wolke, die beim Ausbruch des Mont Pele am 8. Mai 1902 entstand, hatte eine Temperatur von etwa 800 °C und bewegte sich mit einer Geschwindigkeit von 150 m/s den Hang des Vulkans hinunter und zerstörte die Stadt Saint-Pierre mit 26.000 Einwohnern.
Eine ähnliche Art von Eruption wurde häufig in der Nähe von Vulkanen auf der Insel Java beobachtet, insbesondere in der Nähe des Vulkans Merapi und auch in Kamtschatka in der Nähe des Vulkans Bezymyanny.

VULKANISMUS, eine Reihe endogener Prozesse, die mit der Bildung und Bewegung von Magma im Erdinneren und seinem Ausbruch auf der Landoberfläche, dem Grund der Meere und Ozeane verbunden sind. Es ist ein wesentlicher Bestandteil des Magmatismus. Beim Vulkanismus entstehen in den Tiefen der Erde Magmakammern, deren Gestein sich unter dem Einfluss hoher Temperaturen und der chemischen Wirkung von Magma verändern kann. Wenn die magmatische Schmelze die Erdoberfläche erreicht, wird die spektakulärste Manifestation des Vulkanismus beobachtet – ein Vulkanausbruch, der im Ausströmen oder Schwallen flüssiger Lava (Effusion), dem Herauspressen von zähflüssiger Lava (Extrusion) und der Zerstörung der Vulkanstruktur durch besteht eine Explosion und Auswurf fester Produkte vulkanischer Aktivität (Explosion). Als Folge von Eruptionen verschiedene Typen und Kräfte entstehen Vulkane unterschiedlicher Form und Größe, es bilden sich vulkanische Gesteine. Vulkanismus wird mit Phänomenen in Verbindung gebracht, die Vulkanausbrüchen vorausgehen (Vorboten), begleiten und abschließen (postvulkanische Phänomene). Zu den Vorboten, die mehrere Stunden bis mehrere Jahrhunderte vor dem Ausbruch beobachtet wurden, gehören einige vulkanische Erdbeben, Verformungen der Erdoberfläche und vulkanischer Strukturen, akustische Phänomene, Veränderungen in geophysikalischen Feldern, Zusammensetzung und Intensität fumarolischer Gase (von aktiven Vulkanen) usw.

Bei Ausbrüchen beobachtete Phänomene: Vulkanexplosionen, damit verbundene Stoßwellen, starke Sprünge des atmosphärischen Drucks, elektrifizierte Eruptionswolken mit Elmo-Feuern, Blitze, vulkanische Aschefälle und saurer Regen, das Auftreten von Lahars (Schlammsteinflüssen), die Bildung eines Tsunamis - wenn große Mengen an Erdrutschen und explosiven Ablagerungen ins Wasser fallen. Zu den vulkanischen Phänomenen gehören auch eine Abnahme der Sonneneinstrahlung und -temperatur sowie das Auftreten violetter Sonnenuntergänge, die durch die Trübung der Atmosphäre durch Vulkanstaub und Aerosole während katastrophaler explosiver Eruptionen verursacht werden. Nach Eruptionen werden postvulkanische Phänomene beobachtet, die mit der Abkühlung der Magmakammer verbunden sind – Ausflüsse von vulkanischen Gasen (Fumarolen) und Thermalwasser (Thermalquellen, Geysire usw.).

Je nach Erscheinungsort wird der Vulkanismus terrestrisch, unter Wasser und subaerial (Unterwasseroberfläche) unterschieden; je nach Zusammensetzung der Eruptionsprodukte - sequentiell differenzierter Basalt-Andesit-Rhyolith, kontrastdifferenzierter Basalt-Rhyolith (bimodal), alkalisch, alkalisch-ultrabasischer, basischer, saurer und anderer Vulkanismus - ist der Vulkanismus am charakteristischsten für die konvergenten Grenzen lithosphärischer Platten. wo sich im Zuge ihrer Gegenwechselwirkung Vulkangürtel (Inselbogen und Randkontinental) über der Subduktionszone (Subduktion) einer Platte unter eine andere oder im Kollisionsbereich (Kollision) ihrer kontinentalen Teile bilden. Vulkanismus manifestiert sich auch häufig an den divergierenden Grenzen lithosphärischer Platten, die auf mittelozeanische Rücken beschränkt sind, wo es zu einer Neubildung der ozeanischen Kruste kommt, wenn sich die Platten im Zuge der vulkanischen Aktivität unter Wasser auseinander bewegen. Vulkanismus ist auch charakteristisch für die inneren Teile lithosphärischer Platten – Strukturen von Hot Spots, kontinentalen Grabensystemen, Fallenprovinzen von Kontinenten und intraozeanischen Basaltplateaus.

Der Vulkanismus begann in den frühen Stadien der Erdentwicklung und wurde zu einem der Hauptfaktoren bei der Bildung der Lithosphäre, Hydrosphäre und Atmosphäre. Die Entwicklung aller drei Schalen durch Vulkanismus geht weiter: Das Gesteinsvolumen in der Lithosphäre nimmt jährlich um mehr als 5-10 km 3 zu und durchschnittlich 50-100 Millionen Tonnen vulkanische Gase pro Jahr gelangen teilweise in die Atmosphäre wird für die Umwandlung der Hydrosphäre aufgewendet. Viele Vorkommen metallischer (Gold, Silber, Nichteisenmetalle, Arsen usw.) und nichtmetallischer (Schwefel, Borate, natürliche Baustoffe usw.) Mineralien sowie geothermische Ressourcen sind genetisch mit Vulkanismus verbunden.

Auf allen Planeten der Erdgruppe wurden Manifestationen von Vulkanismus festgestellt. Auf Merkur, Mars und Mond ist der Vulkanismus wahrscheinlich bereits beendet (oder fast beendet) und setzt sich nur auf der Venus intensiv fort. Ende des 20. und Anfang des 21. Jahrhunderts wurden auf den Satelliten von Jupiter und Saturn – Europa, Io, Callisto, Ganymed, Titan – vulkanische Formen und anhaltende vulkanische Aktivität entdeckt. Auf Europa und Io ist eine besondere Art von Vulkanismus zu beobachten – der Kryovulkanismus (Ausbruch von Eis und Gas).

Beleuchtet: Melekestsev IV Vulkanismus und Reliefbildung. M., 1980; Rast H. Vulkane und Vulkanismus. M., 1982; Vlodavets V. I. Handbuch der Vulkanologie. M., 1984; Markhinin E. K. Vulkanismus. M., 1985.

EINFÜHRUNG

Die Phänomene der Vulkanausbrüche begleiten die gesamte Erdgeschichte. Es ist wahrscheinlich, dass sie das Klima und die Biota der Erde beeinflusst haben. Derzeit gibt es auf allen Kontinenten Vulkane, von denen einige aktiv sind und nicht nur einen spektakulären Anblick, sondern auch gewaltige gefährliche Phänomene darstellen.

Die Vulkane des Mittelmeers wurden mit der Gottheit des Feuers auf dem Ätna und den Vulkanen der Inseln Vulcano und Santorini in Verbindung gebracht. Es wurde angenommen, dass die Zyklopen in den unterirdischen Werkstätten arbeiteten.

Aristoteles betrachtete sie als Ergebnis der Einwirkung von Druckluft in den Hohlräumen der Erde. Empedokles glaubte, dass die Ursache für die Wirkung von Vulkanen das in den Tiefen der Erde geschmolzene Material sei. Im 18. Jahrhundert entstand die Hypothese, dass im Inneren der Erde eine thermische Schicht existiert und dieses erhitzte Material aufgrund von Faltungsphänomenen manchmal an die Oberfläche gelangt. Im 20. Jahrhundert wird zunächst Faktenmaterial angesammelt, dann entstehen Ideen. Sie sind seit der Entstehung der Theorie der Lithosphärenplattentektonik am produktivsten geworden. Satellitenstudien haben gezeigt, dass Vulkanismus ein kosmisches Phänomen ist: Spuren von Vulkanismus wurden auf der Oberfläche des Mondes und der Venus gefunden, und aktive Vulkane wurden auf der Oberfläche des Jupitermondes Io gefunden.

Es ist auch wichtig, den Vulkanismus unter dem Gesichtspunkt der globalen Auswirkungen auf die geografische Hülle im Verlauf seiner Entwicklung zu betrachten.

Ziel der Arbeit ist die Untersuchung der Prozesse des Vulkanismus auf der Erde und ihrer geografischen Folgen.

Dem Ziel entsprechend werden in der Arbeit folgende Aufgaben gelöst:

1) Es werden Definitionen gegeben: Vulkanismus, Vulkan, Vulkanstruktur, Arten von Vulkanausbrüchen;

2) Die wichtigsten Vulkangürtel der Erde werden untersucht;

3) Postvulkanische Phänomene werden untersucht;

4) Die Rolle des Vulkanismus bei der Transformation des Reliefs und des Klimas der Erde wird charakterisiert.

Bei der Arbeit wurden Lehrmaterialien, wissenschaftliche Veröffentlichungen und Internetressourcen verwendet.

KAPITEL 1. ALLGEMEINE KONZEPTE ÜBER VULKANISMUS

1.1 Das Konzept des Prozesses des Vulkanismus

Ein Vulkan ist ein Ort, an dem Magma oder Schlamm aus einem Schlot an die Oberfläche gelangt. Darüber hinaus ist es möglich, dass Magma entlang von Rissen ausbricht und Gase nach einem Ausbruch außerhalb des Vulkans entweichen. Als Vulkan wird auch eine Reliefform bezeichnet, die bei der Ansammlung vulkanischen Materials entstand.

Vulkanismus ist eine Reihe von Prozessen, die mit der Entstehung von Magma auf der Erdoberfläche verbunden sind. Wenn Magma an der Oberfläche erscheint, handelt es sich um einen überschwänglichen Ausbruch, und wenn es in der Tiefe verbleibt, handelt es sich um einen intrusiven Prozess.

Wenn magmatische Schmelzen an die Oberfläche platzten, kam es zu Vulkanausbrüchen, die meist ruhiger Natur waren. Diese Art von Magmatismus wird als effusiv bezeichnet.

Vulkanausbrüche sind oft explosiver Natur, bei denen Magma nicht ausbricht, sondern explodiert und abgekühlte Schmelzprodukte, darunter gefrorene Tröpfchen aus vulkanischem Glas, auf die Erdoberfläche fallen. Solche Eruptionen werden als explosiv bezeichnet.

Magma ist eine Schmelze aus Silikaten, die sich in den tiefen Zonen einer Kugel oder eines Mantels befindet. Es entsteht bei bestimmten Drücken und Temperaturen und ist aus chemischer Sicht eine Schmelze, die Kieselsäure (Si), Sauerstoff (O 2) und flüchtige Stoffe enthält, die in Form von Gas (Blasen) oder Lösung und Schmelze vorliegen.

Die Viskosität von Magmen hängt von der Zusammensetzung, dem Druck, der Temperatur, der Gas- und Feuchtigkeitssättigung ab.

Je nach Zusammensetzung werden 4 Gruppen von Magmen unterschieden – saure, basische, alkalische und erdalkalische Magmen.

Je nach Entstehungstiefe werden 3 Arten von Magmen unterschieden: Pyromagma (tiefe, gasreiche Schmelze mit T ~ 1200°C, sehr mobil, Geschwindigkeit an Hängen bis zu 60 km/h), Hypomagma (bei großem P, ungenügend gesättigt). und inaktiv, T = 800-1000 °С, in der Regel sauer), Epimagma (entgast und nicht ausgebrochen).

Die Entstehung von Magma ist eine Folge des fraktionierten Schmelzens von Mantelgesteinen unter dem Einfluss von Wärmezufuhr, Zersetzung und einem Anstieg des Wassergehalts in bestimmten Zonen des oberen Erdmantels (Wasser kann das Schmelzen reduzieren). Dies geschieht: 1) in Rifts, 2) in Subduktionszonen, 3) über Hotspots, 4) in Transformationsstörungszonen.

Magmaarten bestimmen die Art der Eruption. Es muss zwischen primären und sekundären Magmen unterschieden werden. Primär kommen sie in unterschiedlichen Tiefen der Erdkruste und des oberen Erdmantels vor und weisen in der Regel eine homogene Zusammensetzung auf. Wenn sie jedoch in die oberen Schichten der Erdkruste vordringen, wo die thermodynamischen Bedingungen unterschiedlich sind, ändern primäre Magmen ihre Zusammensetzung, verwandeln sich in sekundäre und bilden verschiedene magmatische Reihen. Dieser Vorgang wird magmatische Differenzierung genannt.

Gelangt eine flüssige magmatische Schmelze an die Erdoberfläche, kommt es zu einer Eruption. Die Art der Eruption wird bestimmt durch: die Zusammensetzung der Schmelze; Temperatur; Druck; die Konzentration flüchtiger Bestandteile; Wassersättigung. Eine der wichtigsten Ursachen für Magma-Eruptionen ist deren Entgasung. Es sind die in der Schmelze enthaltenen Gase, die als „Motor“ für die Eruption dienen.

1.2 Struktur von Vulkanen

Magmakammern unter Vulkanen haben in der Regel einen ungefähr kreisförmigen Grundriss, es lässt sich jedoch nicht immer feststellen, ob ihre dreidimensionale Form einer Kugel ähnelt oder länglich und abgeflacht ist. Einige aktive Vulkane wurden intensiv mit Seismometern untersucht, um die Vibrationsquellen zu bestimmen, die durch die Bewegung von Magma oder Gasblasen verursacht werden, und um die Verzögerung künstlich erzeugter seismischer Wellen zu messen, die durch die Magmakammer wandern. In einigen Fällen wurde die Existenz mehrerer Magmakammern in unterschiedlichen Tiefen nachgewiesen.

Bei klassisch geformten Vulkanen (ein kegelförmiger Berg) ist die Magmakammer, die der Oberfläche am nächsten liegt, normalerweise mit einem vertikalen zylindrischen Durchgang (mit einem Durchmesser von mehreren Metern bis mehreren Dutzend Metern) verbunden, der als Versorgungskanal bezeichnet wird. Magma, das aus Vulkanen dieser Form austritt, hat normalerweise eine basaltische oder andesitische Zusammensetzung. Der Ort, an dem der Versorgungskanal die Oberfläche erreicht, wird als Schlot bezeichnet und befindet sich normalerweise am Boden einer Senke auf einem Vulkan, der als Krater bezeichnet wird. Vulkankrater sind das Ergebnis einer Kombination mehrerer Prozesse. Eine starke Eruption kann den Schlot erweitern und ihn in einen Krater verwandeln, da umliegendes Gestein zerdrückt und herausgeschleudert wird, und der Boden des Kraters kann aufgrund von Hohlräumen, die durch die Eruption und den Austritt von Magma entstanden sind, absinken. Darüber hinaus kann die Höhe der Kraterränder durch die Ansammlung von ausgeworfenem Material bei explosiven Eruptionen zunehmen. Vulkanschlote sind nicht immer dem Himmel ausgesetzt, sondern werden oft durch Trümmer oder erstarrte Lava blockiert oder sind unter Seewasser oder angesammeltem Regenwasser verborgen.

Eine große, flache Magmakammer, die rhyolithisches Magma enthält, ist oft durch eine Ringstörung und nicht durch einen zylindrischen Zubringer mit der Oberfläche verbunden. Eine solche Verwerfung ermöglicht es den darüber liegenden Gesteinen, sich je nach Änderung des Magmavolumens in der Kammer nach oben oder unten zu bewegen. Eine Vertiefung, die durch einen Rückgang des Magmavolumens darunter entsteht (z. B. nach einem Ausbruch), wird von Vulkanologen als Caldera bezeichnet. Der gleiche Begriff wird für jeden Vulkankrater mit einem Durchmesser von mehr als 1 km verwendet, da Krater dieser Größe eher durch Absinken der Erdoberfläche als durch explosionsartiges Auswerfen von Gestein entstehen.

Reis. 1.1. Die Struktur des Vulkans 1 - Vulkanbombe; 2 – kanonischer Vulkan; 3 – Schicht aus Asche und Lava; 4 - Deich; 5 - die Mündung des Vulkans; 6 - Stärke; 7 – Magmakammer; 8 - Schildvulkan.

1.3 Arten von Vulkanausbrüchen

Vulkanismus Klima Relief Magma

Aufgrund der chemischen Zusammensetzung des Magmas, seiner Gassättigung, Temperatur und Viskosität entstehen durch Eruptionen unterschiedlicher Art flüssige, feste und gasförmige Vulkanprodukte sowie Formen vulkanischer Strukturen. Es gibt verschiedene Klassifizierungen von Vulkanausbrüchen, darunter gibt es für alle gemeinsame Typen.

Die hawaiianische Art von Eruptionen ist durch Auswürfe von sehr flüssiger, hochbeweglicher Basaltlava gekennzeichnet, die riesige flache Schildvulkane bilden (Abb. 1.2.). Pyroklastisches Material ist praktisch nicht vorhanden, oft bilden sich Lavaseen, die Hunderte von Metern hoch sprudeln und flüssige Lavastücke wie Kuchen ausschleudern, wodurch Schächte und Spritzkegel entstehen. Lavaströme geringer Dicke breiten sich über mehrere Dutzend Kilometer aus.

Manchmal treten Veränderungen entlang von Verwerfungen in einer Reihe kleiner Kegel auf (Abbildung 1.3).

Reis. 1.2. Ausbruch flüssiger Basaltlava. Vulkan Kilauea

Strombolianischer Typ(vom Vulkan Stromboli auf den Äolischen Inseln nördlich von Sizilien) sind Eruptionen mit zähflüssigerer Basislava verbunden, die durch Explosionen unterschiedlicher Stärke aus dem Schlot ausgeschleudert wird und relativ kurze und kräftigere Ströme bildet (Abb. 1.3).

Reis. 1.3. Strombolianischer Ausbruch

Explosionen bilden Schlackenkegel und Schwaden aus verdrehten Vulkanbomben. Der Vulkan Stromboli schleudert regelmäßig eine „Ladung“ Bomben und glühende Schlackenstücke in die Luft.

Plinischer Typ(vulkanisch, vesuvisch) erhielt seinen Namen vom römischen Wissenschaftler Plinius dem Älteren, der beim Ausbruch des Vesuvs im Jahr 79 n. Chr. starb. (3 große Städte wurden zerstört – Herculaneum, Stabia und Pompeji). charakteristisches Merkmal Eruptionen dieser Art sind starke, oft plötzliche Explosionen, die mit dem Ausstoß großer Mengen Tephra einhergehen und Asche- und Bimssteinströme bilden. Unter der Hochtemperatur-Tephra wurde Pompeji Stabia begraben, und Herculaneum war mit Schlammsteinflüssen – Lahars – übersät. Durch starke Explosionen entleerte die oberflächennahe Magmakammer den Gipfelteil des Vesuvs, stürzte ein und bildete eine Caldera, in die 100 Jahre später ein neuer Vulkankegel wuchs – der moderne Vesuv. Plinianische Eruptionen sind sehr gefährlich und treten plötzlich auf, oft ohne vorherige Vorbereitung. Die grandiose Explosion des Vulkans Krakatoa im Jahr 1883 in der Sundastraße zwischen den Inseln Sumatra und Java gehört zur gleichen Art, deren Geräusch in einer Entfernung von bis zu 5000 km zu hören war, Vulkanasche erreichte eine Höhe von fast 100 km. Der Ausbruch ging mit der Entstehung riesiger (25-40 m) Wellen im Tsunami-Ozean einher, bei denen in den Küstengebieten etwa 40.000 Menschen starben. An der Stelle der Krakatau-Inselgruppe bildete sich eine riesige Caldera.

T.I.FROLOV
Vulkangesteine ​​sind Produkte eines tiefgreifenden Prozesses – des Vulkanismus. Nach der Definition des berühmten Vulkanologen A. Jaggar ist Vulkanismus eine Reihe von Phänomenen, die in der Erdkruste und darunter auftreten und zum Durchbruch geschmolzener Massen durch die feste Kruste führen. Vulkanismus ist mit dem Ausströmen heißer, tiefer Gase – Flüssigkeiten aus dem Erdinneren – verbunden. Flüssigkeiten tragen zur Zersetzung und zum lokalen Aufstieg tiefer Materie bei, die infolge eines Druckabfalls (Dekompression) teilweise zu schmelzen beginnt und tiefe Diapire bildet – Quellen magmatischer Schmelzen. Je nach Intensität der Erwärmung kommt es ab Tiefen von 300 – 400 km auf unterschiedlichen Ebenen des Erdmantels und der Erdkruste zur Bildung von Schmelzen.

Vulkanologie ist die Wissenschaft von Vulkanen und ihren Produkten (Vulkangestein), den Ursachen des Vulkanismus aufgrund geodynamischer, tektonischer und physikalisch-chemischer Prozesse im Erdinneren. Neben den eigentlichen geologischen Wissenschaften: historische Geologie, Geotektonik, Petrographie, Mineralogie, Lithologie, Geochemie und Geophysik, nutzt die Vulkanologie Daten aus der Geographie, Geomorphologie, physikalischen Chemie und teilweise auch aus der Astronomie, da Vulkanismus ein planetarisches Phänomen ist. Als Produkte tiefer (endogener) Prozesse wirken sich Vulkane aus, die sich auf der Erdoberfläche bilden Umfeld, Atmosphäre und Hydrosphäre, Niederschlagsbildung. Die Vulkanologie konzentriert sich sozusagen auf die Probleme, die die Prozesse der inneren und äußeren Energie der Erde verbinden.

Die allgemeine Klassifizierung aller magmatischen Gesteine, auch der vulkanischen, basiert auf ihrer chemischen Zusammensetzung und vor allem auf dem Gehalt und Verhältnis von Kieselsäure und Alkalien in den Gesteinen (Abb. 1). Je nach Gehalt an Kieselsäure, dem häufigsten Oxid in magmatischen Gesteinen, werden letztere in vier Gruppen eingeteilt: ultrabasisch (30 - 44 % SiO2), basisch (44 - 53 %), mittel (53 - 64 %), sauer ( 64 - 78 %). Ein weiteres wichtiges Merkmal der Klassifizierung ist die Alkalität von Gesteinen, die anhand der Summe der Gehalte an Na2O + K2O geschätzt wird. Auf dieser Grundlage werden Gesteine ​​​​normaler und alkalischer Alkalität unterschieden.

Am weitesten verbreitet unter den Vulkangesteinen der Erde sind die Hauptgesteine ​​– Basalte, die Abkömmlinge der Mantelsubstanz sind und sowohl in den Ozeanen als auch auf den Kontinenten vorkommen. Sie können mit dem „Blut“ unseres Planeten verglichen werden, das bei jeder Verletzung der Erdkruste auftritt. Je nach geologischer Lage unterscheiden sich Basalte in ihrer Zusammensetzung. Die meisten von ihnen gehören zu Gesteinen mit normaler Alkalität. Dabei handelt es sich um kalkreiche niedrigalkalische (tholeiitische) und kalkalkalische Basalte. Seltener sind mit Kieselsäure untersättigte alkalische Basalte. Während der Differenzierung entstehen aus basaltischen Magmen eine Reihe von Gesteinen (tholeiitisch, kalkalkalisch und alkalisch), die durch ihren Ursprung in einem einzigen Magma vereint sind und gemeinsame Merkmale mit den ursprünglichen basaltischen Magmen bis hin zu extrem sauren Gesteinen aufweisen. Unter den Intrusivgesteinen sind Granite am häufigsten. Sie gehören zur Gruppe der silikatischen Gesteine, bei deren Entstehung die Substanz der Erdkruste eine wesentliche Rolle spielt. Gesteine ​​mittlerer Zusammensetzung, die hauptsächlich aus vulkanischen Andesiten bestehen, kommen seltener vor und kommen nur in den beweglichen Gürteln der Erde vor. Gleichzeitig entspricht die durchschnittliche Zusammensetzung der Erdkruste Andesiten und nicht Basalten oder Graniten, was einer Mischung dieser Letzteren im Verhältnis 2:1 entspricht.

Wie sich der Vulkanismus in der Geschichte der Erde entwickelte

Die frühesten Prozesse des Vulkanismus verlaufen synchron mit der Entstehung der Erde als Planet. Aller Wahrscheinlichkeit nach fand bereits im Stadium der Akkretion (der Konzentration der Planetenmaterie aufgrund von Gasstaubnebeln und der Kollision fester kosmischer Trümmer – Planetosimalen) ihre Erwärmung statt. Es stellte sich heraus, dass die durch Akkretion und Gravitationskontraktion verursachte Energiefreisetzung für ihr anfängliches, teilweises oder vollständiges Schmelzen und die anschließende Differenzierung der Erde in Schalen ausreichte. Zu diesen Heizquellen kam wenig später die Wärmeabgabe radioaktiver Elemente hinzu. Die Konzentration der Eisen-Stein-Masse auf der Erde sowie auf anderen Planeten Sonnensystem, ging mit der Ablösung einer gasförmigen, überwiegend aus Wasserstoff bestehenden Hülle einher, die er im Gegensatz zu den großen, entfernten Planeten der Jupitergruppe später während der Zeit maximaler Sonnenaktivität verlor. Dies wird durch die Verarmung der Moderne belegt Erdatmosphäre seltene Edelgase - Neon und Xenon im Vergleich zur kosmischen Materie.

Laut A.A. Marakushev, die Differenzierung der eisensteinigen Masse der Erde, die in ihrer Zusammensetzung Meteoriten ähnelt und unter hohem Druck einer Wasserstoffgashülle vollständig geschmolzen ist, führte zu einer hohen Konzentration von im Wesentlichen wasserstoffhaltigen Flüssigkeiten (flüchtige Bestandteile im überkritischen Zustand). im metallischen Kern (Eisen-Nickel), der sich zu trennen begann. Dadurch erlangte die Erde in ihren Eingeweiden eine große Flüssigkeitsreserve, die ihre spätere, im Vergleich zu anderen Planeten einzigartige endogene Aktivität bestimmte. Als sich die Erde in Richtung von ihren Außenhüllen zum Zentrum hin verfestigte, stieg der innere Flüssigkeitsdruck und es kam zu periodischen Entgasungen, begleitet von der Bildung magmatischer Schmelzen, die an die Oberfläche gelangten, als die gefrorene Kruste riss. So war der früheste Vulkanismus, der sich durch einen explosiven, hochexplosiven Charakter auszeichnete, mit dem Beginn der Abkühlung der Erde verbunden und ging mit der Bildung der Atmosphäre einher. Anderen Vorstellungen zufolge blieb die im Akkretionsstadium gebildete Primäratmosphäre anschließend erhalten und entwickelte sich allmählich in ihrer Zusammensetzung weiter. Auf die eine oder andere Weise entstand vor etwa 3,8 bis 3,9 Milliarden Jahren die Hydrosphäre, als die Temperatur auf der Erdoberfläche und in den angrenzenden Teilen der Atmosphäre unter den Siedepunkt von Wasser sank. Das Vorhandensein der Atmosphäre und der Hydrosphäre ermöglichte die weitere Entwicklung des Lebens auf der Erde. Zunächst war die Atmosphäre sauerstoffarm, bis vor etwa 3 Milliarden Jahren die einfachsten Lebensformen auftauchten, die sie erzeugten (Abb. 2).

Die Zusammensetzung der frühesten Vulkangesteine ​​der Erde, die heute durch nachfolgende Prozesse völlig verändert wurden, kann durch einen Vergleich mit anderen terrestrischen Planeten, insbesondere mit unserem relativ gut untersuchten Satelliten, dem Mond, beurteilt werden. Der Mond ist ein Planet primitiverer Entwicklung, der seine Flüssigkeitsreserven frühzeitig aufgebraucht hat und dadurch seine endogene Aktivität verloren hat. Es ist derzeit ein „toter“ Planet. Das Fehlen eines metallischen Kerns weist darauf hin, dass die Prozesse seiner Differenzierung in Schalen vorzeitig aufgehört haben, und ein vernachlässigbar schwaches Magnetfeld weist auf die vollständige Verfestigung seines Inneren hin. Gleichzeitig wird das Vorhandensein von Flüssigkeiten in den frühen Stadien der Mondentwicklung durch Gasblasen in Mondvulkangesteinen belegt, die hauptsächlich aus Wasserstoff bestehen, was auf deren hohe Reduktion hinweist.

Die ältesten, derzeit bekannten Gesteine ​​des Mondes, die auf der Oberfläche der Mondkruste auf den sogenannten Mondkontinenten entstanden sind, haben ein Alter von 4,4 bis 4,6 Milliarden Jahren, was nahe am geschätzten Entstehungsalter der Erde liegt . Sie kristallisieren in geringer Tiefe oder an der Oberfläche und sind reich an Feldspat mit hohem Kalziumgehalt – Anorthit – hellen Grundgesteinen, die allgemein als Anorthosite bezeichnet werden. Die Gesteine ​​der Mondkontinente waren einem intensiven Meteoritenbeschuss ausgesetzt, wobei sich Fragmente bildeten, teilweise einschmolzen und sich mit Meteoritenmaterial vermischten. Dadurch entstanden zahlreiche Einschlagskrater, die neben Kratern vulkanischen Ursprungs existierten. Es wird angenommen, dass die unteren Teile der Mondkruste aus Gesteinen mit einer basischeren, siliziumarmen Zusammensetzung in der Nähe von Steinmeteoriten bestehen und Anorthosite direkt von Anorthit-Gabbro (Eukrite) unterlagert sind. Auf der Erde ist die Assoziation von Anorthositen und Eukriten in den sogenannten geschichteten mafischen Intrusionen bekannt und das Ergebnis der Differenzierung von basaltischem Magma. Da die physikalischen und chemischen Gesetze, die die Differenzierung bestimmen, im gesamten Universum gleich sind, ist es logisch anzunehmen, dass auf dem Mond die älteste Kruste von Mondmeteoriten als Ergebnis des frühen Schmelzens und der anschließenden Differenzierung der magmatischen Schmelze, die sie gebildet hat, entstanden ist Oberschale des Mondes in Form des sogenannten „Mondanozeans aus Magma“. Die Unterschiede in den Prozessen der Differenzierung von Mondmagmen von terrestrischen bestehen darin, dass es auf dem Mond äußerst selten zur Bildung von felsischen Gesteinen mit hohem Kieselsäuregehalt kommt.

Später bildeten sich auf dem Mond große Vertiefungen, sogenannte Mondmeere, die mit jüngeren (3,2 – 4 Milliarden Jahre) Basalten gefüllt waren. Im Großen und Ganzen ähneln diese Basalte in ihrer Zusammensetzung den Basalten der Erde. Sie zeichnen sich durch einen geringen Gehalt an Alkalien, insbesondere Natrium, und das Fehlen von Eisenoxiden und Mineralien mit der OH-Hydroxylgruppe aus, was den Verlust flüchtiger Bestandteile durch die Schmelze und die reduzierende Umgebung des Vulkanismus bestätigt. Auf dem Mond bekannte feldspatfreie Gesteine ​​– Pyroxenite und Dunite – bilden wahrscheinlich den Mondmantel und sind entweder ein Überbleibsel aus dem Schmelzen von Basaltgesteinen (das sogenannte Restit) oder deren schwere Differenzierung (Kumulierung). Die frühe Kruste von Mars und Merkur ähnelt der Kraterkruste der Mondkontinente. Auf dem Mars ist darüber hinaus der spätere basaltische Vulkanismus weit verbreitet. Auch auf der Venus gibt es eine Basaltkruste, allerdings sind die Daten zu diesem Planeten noch sehr begrenzt.

Die Verwendung von Daten aus der vergleichenden Planetologie ermöglicht die Feststellung, dass die Bildung der frühen Kruste der terrestrischen Planeten auf die Kristallisation mehr oder weniger stark differenzierter magmatischer Schmelzen zurückzuführen ist. Das Aufbrechen dieser gefrorenen Protokruste unter Bildung von Vertiefungen ging später mit basaltischem Vulkanismus einher.

Im Gegensatz zu anderen Planeten hatte die Erde nicht die früheste Kruste. Die Geschichte des Vulkanismus auf der Erde kann mehr oder weniger zuverlässig nur aus dem frühen Archaikum zurückverfolgt werden. Die ältesten bekannten Altersangaben beziehen sich auf archäische Gneise (3,8–4 Milliarden Jahre) und Körner des Minerals Zirkon (4,2–4,3 Milliarden Jahre) in metamorphosierten Quarziten. Diese Daten sind 0,5 Milliarden Jahre jünger als die Entstehung der Erde. Es kann davon ausgegangen werden, dass sich die Erde die ganze Zeit über ähnlich wie andere Planeten der Erdgruppe entwickelt hat. Vor etwa 4 Milliarden Jahren bildete sich auf der Erde eine kontinentale Protokruste, bestehend aus Gneisen überwiegend magmatischen Ursprungs, die sich von Graniten durch geringere Kieselsäure- und Kaliumgehalte unterschieden und nach dem Namen „graue Gneise“ oder die TTG-Assoziation genannt wurden der drei wichtigsten magmatischen Gesteine, die der Zusammensetzung dieser Gneise entsprechen: Tonalite, Trondhjemite und Granodiorite, die anschließend einer intensiven Metamorphose unterzogen wurden. Allerdings stellten „graue Gneise“ kaum die primäre Erdkruste dar. Es ist auch nicht bekannt, wie weit sie verbreitet waren. Im Gegensatz zu den viel weniger silikatischen Gesteinen der Mondkontinente (Anorthosite) können solche großen Mengen an felsischen Gesteinen nicht durch Differenzierung von Basalten gewonnen werden. Die Bildung von „grauen Gneisen“ magmatischen Ursprungs ist theoretisch nur beim Umschmelzen von Gesteinen mit Basalt- oder Komatit-Basalt-Zusammensetzung möglich, die aufgrund ihrer Schwerkraft in die Tiefen des Planeten gesunken sind. Somit kommen wir zu dem Schluss, dass die basaltische Zusammensetzung der Kruste früher ist als der uns bekannte „Graugneis“. Das Vorhandensein einer frühen Basaltkruste wird durch Funde in archaischen „grauen“ Gneisen älterer metamorphisierter mafischer Blöcke bestätigt. Es ist nicht bekannt, ob sich das Ausgangsmagma der Basalte, die die frühe Erdkruste bildeten, zu mondähnlichen Anorthositen differenzierte, obwohl dies theoretisch durchaus möglich ist. Eine intensive mehrstufige Differenzierung der Planetenmaterie, die zur Bildung von saurem Granitoidgestein führte, wurde durch das auf der Erde etablierte Wasserregime aufgrund der großen Flüssigkeitsreserven in ihrem Inneren möglich. Wasser fördert die Differenzierung und ist sehr wichtig für die Bildung saurer Gesteine.

So entstand in der frühesten (katarchäischen) und archäischen Zeit vor allem durch Magmatismusprozesse, denen sich nach der Bildung der Hydrosphäre Sedimentation anschloss, die Erdkruste. Es begann mit der intensiven Verarbeitung der Produkte der aktiven Entgasung der frühen Erde unter Zugabe von Kieselsäure und Alkalien. Die Entgasung war auf die Bildung des festen inneren Erdkerns zurückzuführen. Es verursachte Prozesse der Metamorphose bis hin zum Schmelzen mit einer allgemeinen Versauerung der Krustenzusammensetzung. Die Erde hatte also bereits im Archaikum alle ihr innewohnenden harten Schalen – die Kruste, den Mantel und den Kern.

Die wachsenden Unterschiede im Grad der Durchlässigkeit der Kruste und des oberen Mantels, die auf Unterschiede in ihren thermischen und geodynamischen Regimen zurückzuführen waren, führten zur Heterogenität der Zusammensetzung der Kruste und zur Bildung ihrer verschiedenen Typen. In Kompressionsbereichen, in denen das Entgasen und Aufsteigen der austretenden Schmelzen an die Oberfläche schwierig war, kam es zu einer starken Differenzierung der letzteren, und die zuvor gebildeten Grundvulkangesteine ​​sanken nach der Verdichtung in die Tiefe und wurden wieder geschmolzen. Es bildete sich eine protokontinentale zweischichtige Kruste, die eine gegensätzliche Zusammensetzung aufwies: Ihr oberer Teil bestand hauptsächlich aus sauren Vulkan- und Intrusivgesteinen, die durch metamorphe Prozesse zu Gneisen und Granuliten verarbeitet wurden, der untere Teil bestand aus Grundgesteinen, Basalten, Komatiten usw Gabbroiden. Eine solche Kruste war charakteristisch für Protokontinente. In den Ausdehnungsgebieten bildete sich die protoozeanische Kruste, die überwiegend aus Basalt bestand. Entlang der Brüche der protokontinentalen Kruste und in den Zonen ihrer Verbindung mit dem Protoozean bildeten sich die ersten beweglichen Gürtel der Erde (Protogeosynklinale), die durch eine erhöhte endogene Aktivität gekennzeichnet waren. Schon damals hatten sie eine komplexe Struktur und bestanden aus weniger beweglichen Hebezonen, die einer intensiven Hochtemperaturmetamorphose unterzogen worden waren, und Zonen mit intensiver Ausdehnung und Senkung. Letztere wurden Grünsteingürtel genannt, da die Gesteine, aus denen sie bestanden, erworben wurden grüne Farbe als Ergebnis von Prozessen der Niedertemperaturmetamorphose. Der Dehnungszustand der frühen Stadien der Bildung mobiler Gürtel wurde im Laufe der Evolution durch den vorherrschenden Kompressionszustand ersetzt, was zur Entstehung von felsischen Gesteinen und den ersten Gesteinen der kalkalkalischen Reihe mit Andesiten führte (siehe Abb. 1). Die mobilen Gürtel, die ihre Entwicklung abgeschlossen hatten, schlossen sich an die Entwicklungsbereiche der Kontinentalkruste an und vergrößerten deren Fläche. Nach modernen Konzepten wurden 60 bis 85 % der modernen kontinentalen Kruste im Archaikum gebildet, und ihre Dicke lag nahe an der modernen, das heißt, sie betrug etwa 35 bis 40 km.

An der Wende vom Archaikum zum Proterozoikum (2700 – 2500 Millionen Jahre) begann eine neue Etappe in der Entwicklung des Vulkanismus auf der Erde. In der damals gebildeten dicken Kruste wurden Schmelzprozesse möglich und es traten saurere Gesteine ​​auf. Ihre Zusammensetzung hat sich erheblich verändert, vor allem aufgrund eines Anstiegs des Gehalts an Kieselsäure und Kalium. Weit verbreitet waren echte Kaligranite, die aus der Rinde erschmolzen wurden. Die intensive Differenzierung der Mantel-Basaltschmelzen unter Einwirkung von Flüssigkeiten in mobilen Gürteln, begleitet von Wechselwirkungen mit dem Krustenmaterial, führte zu einer Volumenzunahme der Andesite (siehe Abb. 1). Somit erlangten neben dem Mantelvulkanismus auch der Krusten- und der gemischte Mantel-Krusten-Vulkanismus zunehmende Bedeutung. Gleichzeitig kommt es aufgrund der Abschwächung der Entgasungsprozesse der Erde und des damit verbundenen Wärmeflusses zu so hohen Schmelzgraden im Erdmantel, dass es zur Bildung ultrabasischer Komatitschmelzen kommen könnte (siehe Abb. 1). , erwiesen sich als unmöglich, und wenn sie doch auftraten, stiegen sie aufgrund ihrer im Vergleich zur Erdkruste hohen Dichte selten an die Oberfläche. Sie differenzierten sich in Zwischenkammern und ihre Derivate, weniger dichte Basalte, fielen an die Oberfläche. Auch die Prozesse der Hochtemperaturmetamorphose und Granitisierung wurden weniger intensiv, was keinen flächenhaften, sondern einen lokalen Charakter erhielt. Aller Wahrscheinlichkeit nach bildeten sich damals schließlich zwei Arten der Erdkruste (Abb. 3), entsprechend Kontinente und Ozeane. Allerdings ist der Zeitpunkt der Entstehung der Ozeane noch nicht endgültig geklärt.

In der darauffolgenden Phase der Entwicklung der Erde, die vor 570 Millionen Jahren begann und als Phanerozoikum bezeichnet wird, wurden jene Trends weiterentwickelt, die im Proterozoikum auftraten. Der Vulkanismus wird immer vielfältiger und unterscheidet sich klar in ozeanische und kontinentale Segmente. In Ausdehnungszonen in den Ozeanen (Mittelozeanische Grabenrücken) brechen tholeiitische Basalte aus, und in ähnlichen Ausdehnungszonen auf den Kontinenten (Kontinentalgräben) werden sie von alkalischem Vulkangestein begleitet und oft von diesem dominiert. Bewegliche Gürtel der Erde, Geosynklinale genannt, sind seit Dutzenden und Hunderten von Millionen Jahren magmatisch aktiv, beginnend mit dem frühen Tholeiit-Basalt-Vulkanismus, der zusammen mit ultrabasischen Intrusivgesteinen unter Dehnungsbedingungen Ophiolithverbände bildet. Später, wenn sich die Ausdehnung in eine Kompression verwandelt, weichen sie dem kontrastierenden Basalt-Rhyolith- und kalkalkalischen Andesit-Vulkanismus, der im Phanerozoikum seine Blütezeit erlebte. Nach der Faltung, der Bildung von Graniten und der Orogenese (Gebirgsbildung) wird der Vulkanismus in den mobilen Gürteln alkalisch. Ein solcher Vulkanismus beendet normalerweise ihre endogene Aktivität.

Die Entwicklung des Vulkanismus in den mobilen Gürteln des Phanerozoikums wiederholt sich in der Entwicklung der Erde: von homogenem Basalt und kontrastierenden Basalt-Rhyolith-Assoziationen, die im Archaikum vorherrschten, über kontinuierliche Kieselsäure mit großen Andesitmengen bis hin zu alkalischen Assoziationen , die im Archaikum praktisch nicht vorkommen. Diese Entwicklung, sowohl in einzelnen Gürteln als auch auf der Erde als Ganzes, spiegelt eine allgemeine Abnahme der Durchlässigkeit und eine Zunahme der Steifigkeit der Erdkruste wider, was einen höheren Differenzierungsgrad der magmatischen Schmelzen des Erdmantels und ihrer Wechselwirkung mit dem Material von bestimmt der Erdkruste, eine Vertiefung des Niveaus der Magmabildung und eine Abnahme des Schmelzgrades. Das Vorstehende hängt mit der Veränderung der inneren Parameter des Planeten zusammen, insbesondere mit der allgemeinen Abnahme des globalen Wärmeflusses aus seinem Inneren, der schätzungsweise drei- bis viermal geringer ist als in den frühen Stadien der Erdentwicklung. Dementsprechend verringern sich auch lokale Aufwärtsströmungen von Flüssigkeiten, die durch periodische Entgasung des Untergrunds entstehen. Sie verursachen die Erwärmung einzelner Bereiche (bewegliche Bänder, Risse usw.) und deren magmatische Aktivität. Diese Strömungen entstehen im Zusammenhang mit der Ansammlung leichter Komponenten an der Kristallisationsfront des äußeren flüssigen Kerns in separaten Vorsprüngen-Fallen, die aufschwimmen und Konvektionsstrahlen bilden.

Die endogene Aktivität ist periodisch. Es verursachte das Vorhandensein großer Pulsationen der Erde mit abwechselndem Vorherrschen von basischem und ultrabasischem Magmatismus, was die Ausdehnung festlegte, und kalkalkalischem Vulkanismus, Granitbildung und Metamorphose, was das Vorherrschen der Kompression festlegte. Diese Periodizität bestimmt das Vorhandensein magmatischer und tektonischer Zyklen, die sozusagen die irreversible Entwicklung der Erde überlagern.

Wo treten Vulkanereignisse im Zenosioikum auf?

Die geologischen Strukturen, in denen sich vulkanische Gesteine ​​im jüngsten, känozoischen Stadium der Erdentwicklung, das vor 67 Millionen Jahren begann, bilden, befinden sich sowohl im ozeanischen als auch im kontinentalen Teil der Erde. Zu ersteren zählen mittelozeanische Rücken und zahlreiche Vulkane auf dem Meeresboden, von denen die größten ozeanische Inseln bilden (Island, Hawaii usw.). Sie alle zeichnen sich durch eine Umgebung mit hoher Durchlässigkeit der Erdkruste aus (Abb. 4). Auf den Kontinenten brechen in einer ähnlichen Umgebung Vulkane aus, die mit großen Ausdehnungszonen verbunden sind – Kontinentalrissen (Ostafrika, Baikal usw.). Unter Bedingungen vorherrschender Kompression tritt Vulkanismus in Gebirgsstrukturen auf, die derzeit aktive intrakontinentale mobile Gürtel sind (Kaukasus, Karpaten usw.). Eine Besonderheit sind die beweglichen Gürtel an den Rändern der Kontinente (die sogenannten aktiven Ränder). Sie entwickeln sich hauptsächlich entlang der Peripherie des Pazifischen Ozeans und vereinen an seinem westlichen Rand, wie in den alten mobilen Gürteln, Zonen vorherrschender Kompression – Inselbögen (Kurilo-Kamtschatka, Tonga, Aleuten usw.) und Zonen intensiver Erweiterung - hintere Randmeere (Japanisch, Philippinisch, Korallenmeere usw.). In den mobilen Gürteln am östlichen Rand des Pazifischen Ozeans ist die Ausdehnung weniger signifikant. Am Rande des amerikanischen Kontinents gibt es Gebirgszüge (Anden, Kordilleren), die Analoga von Inselbögen sind, in deren Rückseite sich kontinentale Senken befinden – Analoga von Randmeeren, in denen die Dehnungssituation vorherrscht. Unter Bedingungen hoher Permeabilität kommt es, wie immer in der Erdgeschichte, zu Mantelschmelzen, die in ozeanischen Strukturen überwiegend normale Alkalität aufweisen, während sie in kontinentalen Strukturen erhöht und hoch sind. In Umgebungen mit vorherrschender Kompression auf die kontinentale Kruste sind neben Mantelgesteinen auch Gesteine ​​gemischten Mantel-Krusten- (Andesite) und Krusten-Ursprungs (einige felsische Vulkanite und Granite) weit verbreitet (Abb. 5).

Berücksichtigt man die Merkmale des modernen Entwicklungsstadiums der Erde, zu denen die hohe Intensität des Prozesses der Ozeanbildung und die weit verbreitete Entwicklung von Riftzonen auf den Kontinenten gehören, wird deutlich, dass es im känozoischen Entwicklungsstadium zu einer Erweiterung kommt vorherrscht und infolgedessen ist der damit verbundene Mantel, hauptsächlich Basaltvulkanismus, weit verbreitet. , besonders intensiv in den Ozeanen.

WIE VULKANISMUS DIE ERDKRUSTE VERWANDELT

Schon zu Beginn des letzten Jahrhunderts wurde festgestellt, dass Gesteine ​​sich regelmäßig wiederholende Verbände, sogenannte geologische Formationen, bilden, die enger mit geologischen Strukturen zusammenhängen als mit einzelnen Gesteinen. Reihen von Formationen, die sich zeitlich gegenseitig ersetzen, werden als temporäre Formationen bezeichnet, und solche, die sich räumlich gegenseitig ersetzen, werden als seitliche Formationsreihen bezeichnet. Zusammen ermöglichen sie die Entschlüsselung der Hauptstadien der Entwicklung geologischer Strukturen und sind wichtige Indikatoren für die Wiederherstellung geologischer Verhältnisse der Vergangenheit. Vulkanische Formationen, einschließlich vulkanischer Gesteine, Produkte ihrer Auswaschung und Wiederablagerung und häufig Sedimentgesteine, sind für diese Zwecke bequemer zu verwenden als intrusive, da sie Mitglieder geschichteter Abschnitte sind, was eine genaue Bestimmung ihrer Entstehungszeit ermöglicht Formation.

Es gibt zwei Arten von Serien vulkanogener Formationen. Die erste, homodrome Form, beginnt mit basischen Gesteinen – Basalten – und weicht dann Formationen mit allmählich zunehmenden Volumina an mittel- und sauren Gesteinen. Die zweite Serie ist antidromisch und beginnt mit Formationen überwiegend felsischer Zusammensetzung, wobei gegen Ende der Serie die Rolle des Grundvulkanismus zunimmt. Ersteres ist daher mit Mantelvulkanismus und hoher Permeabilität der Kruste verbunden, und erst wenn die Permeabilität abnimmt und die Kruste durch Tiefenhitze erhitzt wird, beginnt Letzteres, an der Magmabildung teilzunehmen. Die antidrome Reihe ist charakteristisch für geologische Strukturen mit dicker, schlecht durchlässiger Kontinentalkruste, wenn das direkte Eindringen von Mantelschmelzen an die Oberfläche schwierig ist. Sie interagieren mit dem Material der Erdkruste umso intensiver, je stärker sich diese erwärmt. Basaltformationen entstehen erst später, wenn die Kruste unter dem Druck von Mantelmagmen reißt.

Homodrome Reihen vulkanischer Formationen sind charakteristisch für die Ozeane und geosynklinalen mobilen Gürtel und spiegeln die Bildung der ozeanischen bzw. kontinentalen Kruste wider. Antidrome Reihen sind charakteristisch für Strukturen, die sich auf der kontinentalen Kruste ablagern, die nach dem vorherigen Magmatismuszyklus erhitzt wurde. Typische Beispiele sind Randmeere und kontinentale Rifts, die unmittelbar nach der Orogenese auftreten (epiorogene Rifts). Ab Beginn der magmatischen Zyklen treten in ihnen Mantel- und Krustengesteine ​​mittlerer und saurer Zusammensetzung auf, die im Zuge der Zerstörung (Zerstörung) der kontinentalen Kruste basischen weichen. Wenn dieser Prozess weit genug geht, wie zum Beispiel in Randmeere, dann wird die kontinentale Kruste als Ergebnis einer komplexen Reihe von Prozessen, einschließlich der Ausdehnung, durch die ozeanische ersetzt.

Die Transformationsprozesse der Kruste in sich langfristig entwickelnden mobilen Gürteln vom geosynklinalen Typ, die in ihrer Struktur sehr heterogen sind, sind am vielfältigsten und multidirektional. Sie enthalten Strukturen mit sowohl einem Ausdehnungsregime als auch einem Kompressionsregime, und die Art der Krustenumwandlung hängt vom Vorherrschen bestimmter Prozesse ab. In der Regel dominieren jedoch die Prozesse der Bildung einer neuen Kontinentalkruste, die sich an die zuvor gebildete anlagert und deren Fläche vergrößert. Dies ist jedoch nicht immer der Fall, da trotz der riesigen Gebiete, die von mobilen Gürteln unterschiedlichen Alters eingenommen werden, der überwiegende Teil der kontinentalen Kruste aus dem Archaikum stammt. Folglich kam es auch innerhalb der mobilen Gürtel zur Zerstörung der bereits gebildeten Kontinentalkruste. Dies wird auch durch die Zerschneidung der Strukturen der Kontinentalränder durch die ozeanische Kruste belegt.

Der Vulkanismus spiegelt die Entwicklung der Erde im Laufe ihrer geologischen Geschichte wider. Die Irreversibilität der Entwicklung der Erde drückt sich im Verschwinden oder starken Volumenabfall einiger Gesteinsarten (z. B. Komatite) zusammen mit dem Auftreten oder der Volumenzunahme anderer (z. B. alkalischer Gesteine) aus. Der allgemeine Trend der Evolution weist auf eine allmähliche Abschwächung der tiefen (endogenen) Aktivität der Erde und eine Zunahme der Verarbeitungsprozesse der Kontinentalkruste während der Magmabildung hin.

Vulkanismus ist ein Indikator für die geodynamischen Ausdehnungsbedingungen und die vorherrschende Kompression, die auf der Erde herrschen. Typomorph für Ersteres ist Mantelvulkanismus, für Letzteres Mantelkruste und Kruste.

Der Vulkanismus spiegelt das Vorhandensein von Zyklizität vor dem Hintergrund der allgemeinen irreversiblen Entwicklung der Erde wider. Die Zyklizität bestimmt die Wiederholbarkeit von Bildungsreihen in einer getrennten und zu unterschiedlichen Zeiten, aber gleichartigen geologischen Struktur.

Die Entwicklung des Vulkanismus in den Geostrukturen der Erde ist ein Indikator für die Bildung der Erdkruste und deren Zerstörung (Zerstörung). Diese beiden Prozesse verändern die Erdkruste kontinuierlich und sorgen für den Stoffaustausch zwischen den festen Hüllen der Erde – Kruste und Mantel.

* * *
Tatyana Ivanovna Frolova – Professorin der Abteilung für Petrologie, Fakultät für Geologie, Lomonossow-Universität Moskau M.V. Lomonosov, Ehrenprofessor der Moskauer Staatlichen Universität, ordentliches Mitglied der Akademie der Naturwissenschaften (RANS) und der Internationalen Akademie der Wissenschaften für höhere Bildung; Spezialist auf dem Gebiet des Vulkanismus der mobilen Gürtel der Erde – alt (Ural) und modern (aktiver Rand des Westpazifiks); Autor von Monographien: „Geosynklinaler Vulkanismus“ (1977), „Entstehung vulkanischer Reihen von Inselbögen“ (1987), „Magmatismus und Transformation der Erdkruste aktiver Ränder“ (1989) usw.

Vulkanismus auf der Erde und seine geografischen Folgen

Die Kursarbeit wurde von einem Studenten des 1. Jahres der 1. Gruppe Bobkov Stepan abgeschlossen

Bildungsministerium der Republik Belarus

Belarussische Staatliche Universität

Fakultät für Geographie

Abteilung für Allgemeine Geographie

ANMERKUNG

Vulkanismus, Arten von Vulkanausbrüchen, Zusammensetzung von Laven, effusiver, extrusiver Prozess.

Es werden Arten untersucht: Vulkane, Vulkanausbrüche. Ihre geografische Verteilung wird berücksichtigt. Die Rolle des Vulkanismus bei der Entstehung der Erdoberfläche.

Bibliographie 5 Titel, Abb. 3, S. 21

ANATACY

Babkov S.U. Vulkanismus auf der Erde und geographische Erkenntnisse des Yago (Schreibschrift).-Mn., 2003.-21s.

Vulkanismus, Arten der vulkanischen Extrusion, natürliche Lava, effusive, extrusive Prozesse.

Pravodzіtstsa dasledvanne typaў: vulkanische, vulkanische vyarzhennyaў razglyadetstsa іh geografische Größe der Kavallerie. Die Rolle des Vulkanismus bei der pharmazeutischen Vorbereitung der Erdoberfläche.

Bibliyagr.5 Titel, klein.3, alt.21

Bobkov S.V. Vulkanismus auf der Erde und sein Hauptthema im geographischen Bereich. (Kursarbeit).-Minsk, 2003. -21 S.

Vulkanismus, Arten von Vulkanismus, Erguss, Lavs-Wettbewerb, Erguss, extrusives Gebäude.

Die Spitzen von Vulkanen und Ergüssen wurden erforscht. Rolle des Vulkanismus bei der Bildung der Erdoberfläche.

Die Bibliografie 5 Referenzen, Bilder 3, Seiten 21.

EINFÜHRUNG

Vulkanische Aktivität, eines der gewaltigsten Naturphänomene, bringt oft große Katastrophen für die Menschen und die Volkswirtschaft mit sich. Daher muss berücksichtigt werden, dass zwar nicht alle aktiven Vulkane Unglück verursachen, jeder von ihnen jedoch in gewissem Maße eine Quelle negativer Ereignisse sein kann. Vulkanausbrüche sind unterschiedlich stark, aber nur solche, die mit dem Tod einhergehen, sind katastrophal . und materielle Werte.

Es ist auch wichtig, den Vulkanismus unter dem Gesichtspunkt der globalen Auswirkungen auf die geografische Hülle im Verlauf seiner Entwicklung zu betrachten.

Ziel ist es, den Vulkanismus als wichtigste Manifestation endogener Prozesse, der geografischen Verteilung, zu untersuchen.

Sie müssen außerdem Folgendes befolgen:

1) Klassifizierung von Eruptionen.

2) Arten von Vulkanen.

3) Zusammensetzung ausbrechender Laven.

4) Die Folgen der Aktivität des Vulkanismus für die geografische Hülle.

Als Autor dieser Hausarbeit möchte ich die Aufmerksamkeit anderer auf dieses Thema lenken, um die globale Natur dieses Prozesses sowie die Ursachen und Folgen der Auswirkungen des Vulkanismus auf die geografische Hülle aufzuzeigen. Es ist kein Geheimnis, dass jeder von uns gerne in der Nähe eines ausbrechenden Vulkans sein möchte, um zumindest einmal unsere Mikrokleinität im Vergleich zu den Naturkräften der Erde zu spüren. Darüber hinaus sollten für jeden Geographen Expeditionen und Forschung die Hauptquelle des Wissens bleiben und nicht die gesamte Vielfalt der Erde nur anhand von Büchern und Bildern studieren.

KAPITEL 1. ALLGEMEINE KONZEPTE ÜBER VULKANISMUS.

„Vulkanismus ist ein Phänomen, durch das im Laufe der Erdgeschichte die äußeren Hüllen der Erde entstanden sind – die Kruste, die Hydrosphäre und die Atmosphäre, also der Lebensraum lebender Organismen – die Biosphäre.“

Diese Meinung wird von den meisten Vulkanologen vertreten, aber dies ist keineswegs die einzige Vorstellung über die Entwicklung der geografischen Hülle.

Vulkanismus umfasst alle Phänomene, die mit dem Ausbruch von Magma an die Oberfläche verbunden sind. Wenn sich Magma unter hohem Druck tief in der Erdkruste befindet, bleiben alle seine gasförmigen Bestandteile in gelöstem Zustand. Wenn sich das Magma zur Oberfläche bewegt, nimmt der Druck ab, es beginnen Gase freizusetzen, wodurch sich das auf die Oberfläche strömende Magma erheblich vom Original unterscheidet. Um diesen Unterschied hervorzuheben, wird an der Oberfläche ausgebrochenes Magma Lava genannt. Der Eruptionsprozess wird Eruptionsaktivität genannt.

Vulkanausbrüche verlaufen je nach Zusammensetzung der Eruptionsprodukte unterschiedlich. In einigen Fällen verlaufen Eruptionen leise, Gase werden ohne große Explosionen freigesetzt und flüssige Lava fließt ungehindert an die Oberfläche. In anderen Fällen sind die Eruptionen sehr heftig, begleitet von starken Gasexplosionen und dem Auspressen oder Ausgießen relativ zähflüssiger Lava. Die Ausbrüche einiger Vulkane bestehen nur in grandiosen Gasexplosionen, wodurch sich riesige, mit Lava gesättigte Wolken aus Gas und Wasserdampf bilden, die in große Höhen aufsteigen.

Nach modernen Vorstellungen ist Vulkanismus eine äußere, sogenannte effusive Form des Magmatismus – ein Prozess, der mit der Bewegung von Magma aus dem Erdinneren an seine Oberfläche verbunden ist. In einer Tiefe von 50 bis 350 km, in der Dicke unseres Planeten, bilden sich Taschen geschmolzener Materie – Magma. In Bereichen der Zerkleinerung und Brüche der Erdkruste steigt Magma auf und ergießt sich in Form von Lava an die Oberfläche (es unterscheidet sich von Magma dadurch, dass es fast keine flüchtigen Bestandteile enthält, die bei Druckabfall vom Magma getrennt werden und gehe in die Atmosphäre.

An Orten des Ausbruchs entstehen Lavadecken, Ströme, Vulkanberge, die aus Lava und ihren pulverisierten Partikeln – Pyroklasten – bestehen. Entsprechend dem Gehalt des Hauptbestandteils – Siliziumoxid des Magmas und der von ihm gebildeten Vulkangesteine ​​– werden Vulkanite in ultrabasische (Siliziumoxid weniger als 40 %), basische (40–52 %), mittlere (52–65 %) unterteilt. ), sauer (65-75 %). Das häufigste basische oder basaltische Magma.

KAPITEL 2. VULKANTYPEN, ZUSAMMENSETZUNG DER LAVA. KLASSIFIZIERUNG NACH DER ART DES AUSBRUCHS.

Die Klassifizierung von Vulkanen basiert hauptsächlich auf der Art ihrer Eruptionen und auf der Struktur der Vulkanapparate. Und die Art der Eruption wiederum wird durch die Zusammensetzung der Lava, den Grad ihrer Viskosität und Beweglichkeit, die Temperatur und die Menge der darin enthaltenen Gase bestimmt. Bei Vulkanausbrüchen manifestieren sich drei Prozesse: 1) effusiv – das Ausströmen von Lava und deren Ausbreitung über die Erdoberfläche; 2) explosiv (explosiv) – eine Explosion und die Freisetzung einer großen Menge pyroklastischen Materials (feste Eruptionsprodukte); 3) extrusiv – Herausdrücken oder Auspressen magmatischer Materie auf die Oberfläche in flüssigem oder festem Zustand. In einer Reihe von Fällen werden gegenseitige Übergänge dieser Prozesse und deren komplexe Kombination miteinander beobachtet. Infolgedessen zeichnen sich viele Vulkane durch eine gemischte Eruptionsart aus – explosiv-effusiv, extrusiv-explosiv, und manchmal wird eine Eruptionsart mit der Zeit durch eine andere ersetzt. Abhängig von der Art des Ausbruchs wird auf die Komplexität und Vielfalt vulkanischer Strukturen und Vorkommensformen vulkanischen Materials hingewiesen.

Unter den Vulkanausbrüchen werden unterschieden: 1) Ausbrüche vom zentralen Typ, 2) Spalten und 3) Flächenausbrüche.

Vulkane des zentralen Typs.

Sie haben im Grundriss eine nahezu runde Form und werden durch Kegel, Schilde und Kuppeln dargestellt. An der Spitze befindet sich meist eine schalen- oder trichterförmige Vertiefung, ein sogenannter Krater (griech. „Krater“-Schüssel). Vom Krater bis in die Tiefen der Erdkruste verläuft ein Magma-Zufuhrkanal, ein Vulkanschlot , das eine röhrenförmige Form hat, entlang derer Magma aus einer tiefen Kammer an die Oberfläche steigt. Unter den Vulkanen des zentralen Typs stechen polygene Vulkane hervor, die durch wiederholte Ausbrüche entstanden sind, und monogene Vulkane, die ihre Aktivität einmal zeigten.

polygene Vulkane.

Dazu gehören die meisten bekannten Vulkane der Welt. Es gibt keine einheitliche und allgemein anerkannte Klassifizierung polygener Vulkane. Verschiedene Arten von Eruptionen werden am häufigsten mit den Namen bekannter Vulkane bezeichnet, bei denen sich der eine oder andere Prozess am charakteristischsten manifestiert.

Überschwängliche oder Lavavulkane.

Der vorherrschende Prozess in diesen Vulkanen ist der Erguss, also das Ausströmen von Lava an die Oberfläche und ihre Bewegung in Form von Strömen entlang der Hänge eines Vulkanbergs. Als Beispiele für diese Art des Ausbruchs können Vulkane auf den Hawaii-Inseln, Samoa, Island usw. genannt werden.

Hawaiianischer Typ.

Hawaii besteht aus den verschmolzenen Gipfeln von fünf Vulkanen, von denen vier in historischer Zeit aktiv waren. Besonders gut untersucht wurde die Aktivität zweier Vulkane: Mauna Loa, der sich fast 4200 Meter über den Pazifischen Ozean erhebt, und Kilauea mit einer Höhe von mehr als 1200 Metern.

Die Lava in diesen Vulkanen besteht hauptsächlich aus Basalt, ist leicht beweglich und hat eine hohe Temperatur (ca. 12.000). Im Kratersee brodelt ständig Lava, ihr Pegel sinkt oder steigt. Bei Eruptionen steigt Lava auf, ihre Beweglichkeit nimmt zu, sie überflutet den gesamten Krater und bildet einen riesigen kochenden See. Gase werden relativ leise freigesetzt und bilden über dem Krater Ausbrüche, wobei Lavafontänen mehrere bis Hunderte Meter hoch werden (selten). Durch Gase aufgeschäumte Lava spritzt und verfestigt sich in Form dünner Glasfäden, „Peles Haar“. Dann läuft der Kratersee über und Lava beginnt über seine Ränder zu fließen und in Form großer Ströme die Hänge des Vulkans hinunterzufließen.

Überschwänglich unter Wasser.

Eruptionen sind die zahlreichsten und am wenigsten untersuchten. Sie sind auch mit Riftstrukturen verbunden und zeichnen sich durch das Vorherrschen basaltischer Lava aus. Am Meeresgrund, in einer Tiefe von 2 km oder mehr, ist der Wasserdruck so groß, dass es nicht zu Explosionen und damit auch nicht zur Entstehung von Pyroklasten kommt. Unter Wasserdruck breitet sich selbst flüssige Basaltlava nicht weit aus und bildet kurze kuppelförmige Körper oder schmale und lange Ströme, die von der Oberfläche aus mit einer glasigen Kruste bedeckt sind. Ein charakteristisches Merkmal von U-Boot-Vulkanen in großen Tiefen ist die reichliche Freisetzung von Flüssigkeiten, die große Mengen an Kupfer, Blei, Zink und anderen Nichteisenmetallen enthalten.

Gemischte explosiv-effusive (Gas-Explosiv-Lava)-Vulkane.

Beispiele für solche Vulkane sind die Vulkane Italiens: Ätna – der höchste Vulkan Europas (über 3263 m), auf der Insel Sizilien gelegen; Vesuv (ca. 1200 m hoch), in der Nähe von Neapel gelegen; Stromboli und Vulcano aus der Gruppe der Äolischen Inseln in der Straße von Messina. Zu dieser Kategorie gehören viele Vulkane auf Kamtschatka, den Kurilen und den japanischen Inseln sowie im westlichen Teil des mobilen Cordillera-Gürtels. Die Laven dieser Vulkane sind unterschiedlich – von basisch (Basalt), Andesit-Basalt, andesitisch bis sauer (liparitisch). Unter ihnen werden bedingt mehrere Typen unterschieden.

Strombolianischer Typ.

Es ist charakteristisch für den Vulkan Stromboli, der sich im Mittelmeer auf eine Höhe von 900 m erhebt. Die Lava dieses Vulkans besteht hauptsächlich aus Basalt, hat aber eine niedrigere Temperatur (1000-1100) als die Lava der Vulkane der Hawaii-Inseln Daher ist es weniger mobil und mit Gasen gesättigt. Eruptionen treten rhythmisch in bestimmten kurzen Abständen auf – von einigen Minuten bis zu einer Stunde. Durch Gasexplosionen wird heiße Lava in eine relativ geringe Höhe geschleudert, die dann in Form spiralförmiger Bomben und Schlacke (poröse, blasenförmige Lavastücke) auf die Hänge des Vulkans fällt. Charakteristisch ist, dass sehr wenig Asche emittiert wird. Der kegelförmige Vulkanapparat besteht aus Schichten von Schlacke und erstarrter Lava. Ein so berühmter Vulkan wie Izalco gehört zum gleichen Typ.

Ethno-vesuvianischer (vulkanischer) Typ.

Vulkane sind explosiv (gasexplosiv) und extrusiv-explosiv.

In diese Kategorie fallen viele Vulkane, bei denen große gasexplosive Prozesse mit der Freisetzung einer großen Menge fester Eruptionsprodukte, fast ohne Lavaausfluss (oder in begrenzter Größe), vorherrschen. Diese Art der Eruption hängt mit der Zusammensetzung der Laven, ihrer Viskosität, ihrer relativ geringen Mobilität und ihrer hohen Sättigung mit Gasen zusammen. In einer Reihe von Vulkanen werden gleichzeitig gasexplosive und extrusive Prozesse beobachtet, die sich im Auspressen von zähflüssiger Lava und der Bildung von über dem Krater aufragenden Kuppeln und Obelisken äußern.

Peleianischer Typ.

Besonders deutlich manifestiert sich der Vulkan Mont Pele auf etwa. Martinique ist Teil der Kleinen Antillen. Die Lava dieses Vulkans ist überwiegend mittelgroß, andesitisch, hochviskos und mit Gasen gesättigt. Beim Erstarren bildet es einen festen Pfropfen im Krater des Vulkans, der den freien Austritt von Gas verhindert, das sich darunter ansammelt und sehr hohe Drücke erzeugt. Lava wird in Form von Obelisken und Kuppeln herausgedrückt. Eruptionen treten als heftige Explosionen auf. Es gibt riesige Gaswolken, die mit Lava übersättigt sind. Diese heißen (mit Temperaturen über 700-800) Gasaschelawinen steigen nicht hoch auf, sondern rollen mit hoher Geschwindigkeit die Hänge des Vulkans hinunter und zerstören alles Leben auf ihrem Weg.

Krakatau-Typ.

Es zeichnet sich durch den Namen des Vulkans Krakatau aus, der in der Sundastraße zwischen Java und Sumatra liegt. Diese Insel bestand aus drei miteinander verbundenen Vulkankegeln. Der älteste von ihnen, Rakata, besteht aus Basalten, und die anderen beiden, jüngeren, sind Andesite. Diese drei verschmolzenen Vulkane befinden sich in einer uralten riesigen Unterwasser-Caldera, die in prähistorischer Zeit entstanden ist. Bis 1883 zeigte Krakatau 20 Jahre lang keine aktive Aktivität. Im Jahr 1883 ereignete sich eine der größten katastrophalen Eruptionen. Es begann mit Explosionen mittlerer Stärke im Mai, die nach einigen Unterbrechungen im Juni, Juli und August mit allmählich zunehmender Intensität wieder auftraten. Am 26. August kam es zu zwei großen Explosionen. Am Morgen des 27. August kam es zu einer gewaltigen Explosion, die in Australien und auf den Inseln im westlichen Indischen Ozean in einer Entfernung von 4000–5000 km zu hören war. Eine glühende Gas-Asche-Wolke stieg auf eine Höhe von etwa 80 km. Riesige Wellen von bis zu 30 m Höhe, die durch die Explosion und Erschütterung der Erde entstanden, sogenannte Tsunamis, verursachten große Zerstörungen auf den angrenzenden Inseln Indonesiens und spülten etwa 36.000 Menschen von den Küsten Javas und Sumatras weg. An manchen Orten waren Zerstörung und menschliche Verluste mit einer Druckwelle von enormer Kraft verbunden.

Katmai-Typ.

Er zeichnet sich durch den Namen eines der großen Vulkane in Alaska aus, in dessen Nähe es im Jahr 1912 zu einem großen gasexplosiven Ausbruch und einem gezielten Ausstoß von Lawinen oder Strömen einer heißen Gas-Pyroklastik-Mischung kam. Das pyroklastische Material hatte eine saure, rhyolitische oder andesit-rhyolithische Zusammensetzung. Dieses heiße Gas-Asche-Gemisch füllte ein tiefes Tal nordwestlich des Fußes des Mount Katmai über 23 km. Anstelle des ehemaligen Tals entstand eine etwa 4 km breite flache Ebene. Aus der Strömung, die es füllte, wurden viele Jahre lang Massenfreisetzungen von Hochtemperatur-Fumarolen beobachtet, was als Grundlage für die Bezeichnung „Tal der zehntausend Rauche“ diente.

monogene Vulkane.

Maar-Typ.

Dieser Typ vereint nur einst ausgebrochene Vulkane, heute erloschene explosive Vulkane. Im Relief werden sie durch flache, untertassenförmige Becken dargestellt, die von niedrigen Wällen eingerahmt werden. Die Schwellungen enthalten sowohl vulkanische Asche als auch Fragmente nichtvulkanischen Gesteins, aus denen dieses Gebiet besteht. Im Vertikalschnitt hat der Krater die Form eines Trichters, der im unteren Teil mit einem röhrenförmigen Schlot bzw. Explosionsrohr verbunden ist. Dazu gehören Vulkane des zentralen Typs, die während einer einzigen Eruption entstanden sind. Dabei handelt es sich um gasexplosive Eruptionen, manchmal begleitet von effusiven oder extrusiven Prozessen. Dadurch bilden sich an der Oberfläche kleine Schlacken- oder Schlacke-Lava-Kegel (von mehreren zehn bis einigen hundert Metern Höhe) mit einer untertassen- oder schalenförmigen Kratervertiefung. Solche zahlreichen monogenen Vulkane werden in großer Zahl an den Hängen oder am Fuß großer polygener Vulkane beobachtet. Zu den monogenen Formen zählen auch gasexplosive Trichter mit einem einlaufrohrartigen Kanal (Vent). Sie entstehen durch eine einzelne Gasexplosion großer Kraft. Diamantpfeifen gehören zu einer besonderen Kategorie. Explosionsrohre sind in Südafrika weithin als Diatremes bekannt (griechisch „dia“ – durch, „trema“ – Loch, Loch). Ihr Durchmesser reicht von 25 bis 800 Metern, sie sind mit einer Art brekziösem Vulkangestein namens Kimberlit gefüllt (nach Angaben der Stadt Kimberley in Südafrika). Dieses Gestein enthält ultramafisches Gestein – granathaltige Peridotite (Pyrop ist ein Satellit des Diamanten), die für den oberen Erdmantel charakteristisch sind. Dies deutet auf die Bildung von Magma unter der Oberfläche und dessen schnellen Aufstieg an die Oberfläche hin, begleitet von Gasexplosionen.

Risseruptionen.

Sie beschränken sich auf große Verwerfungen und Risse in der Erdkruste, die die Rolle von Magmakanälen spielen. Der Ausbruch kann insbesondere in den frühen Phasen entlang der gesamten Spalte oder einzelner Abschnitte davon erfolgen. Anschließend erscheinen Gruppen aneinandergrenzender Vulkanzentren entlang der Verwerfungslinie oder des Risses. Die ausgebrochene Hauptlava bildet nach der Erstarrung unterschiedlich große Basaltdecken mit einer nahezu horizontalen Oberfläche. In historischen Zeiten wurden in Island solch gewaltige Spalteneruptionen basaltischer Lava beobachtet. An den Hängen großer Vulkane kommt es häufig zu Spaltenausbrüchen. O-Unterseeboote sind offenbar innerhalb der Verwerfungen des Ostpazifischen Rückens und in anderen mobilen Zonen des Weltozeans weit verbreitet. Besonders bedeutende Spaltausbrüche gab es in vergangenen geologischen Perioden, als sich mächtige Lavadecken bildeten.

Flächenförmiger Ausbruch.

Dieser Typ umfasst massive Eruptionen zahlreicher dicht beieinander liegender Vulkane des zentralen Typs. Sie sind oft auf kleine Spalten oder Kreuzungspunkte beschränkt. Während des Ausbruchs sterben einige Zentren ab, während andere entstehen. Bei der flächenhaften Eruption werden manchmal weite Gebiete erfasst, in denen die Produkte der Eruption verschmelzen und kontinuierliche Bedeckungen bilden.

KAPITEL 3. GEOGRAPHISCHE VERTEILUNG DER VULKANE.

Gegenwärtig gibt es auf der Erde mehrere tausend erloschene und aktive Vulkane, und unter den erloschenen Vulkanen haben viele ihre Aktivität vor Zehntausenden und Hunderttausenden von Jahren und in einigen Fällen vor Millionen von Jahren (im Neogen und im Quartär) eingestellt. einige erst vor relativ kurzer Zeit. Laut V.I. Vlodavets beträgt die Gesamtzahl der aktiven Vulkane (seit 1500 v. Chr.) 817, einschließlich Vulkane der Solfatarstufe (201).

In der geografischen Verteilung von Vulkanen zeichnet sich eine gewisse Regelmäßigkeit ab, die mit verbunden ist jüngste Geschichte Entwicklung der Erdkruste. Auf den Kontinenten befinden sich Vulkane hauptsächlich in ihren Randgebieten, an den Küsten der Ozeane und Meere, innerhalb der Grenzen junger tektonisch beweglicher Gebirgsstrukturen. Besonders weit verbreitet sind Vulkane in den Übergangszonen von den Kontinenten zu den Ozeanen – innerhalb der Inselbögen, die Tiefseegräben begrenzen. In den Ozeanen sind viele Vulkane auf mittelozeanische Unterwasserkämme beschränkt. Somit besteht die Hauptregelmäßigkeit der Vulkanverteilung darin, dass sie nur auf bewegliche Zonen der Erdkruste beschränkt sind. Die Lage von Vulkanen innerhalb dieser Zonen steht in engem Zusammenhang mit tiefen Verwerfungen, die bis in die subkrustale Region reichen. So sind Vulkane in Inselbögen (Japanisch, Kurilen-Kamtschatka, Aleuten usw.) in Ketten entlang von Verwerfungslinien, hauptsächlich Längs- und Querverwerfungen, verteilt. Einige der Vulkane finden sich auch in älteren Massiven, die sich im Jahr 2000 verjüngt haben neueste Stufe Faltung durch Bildung junger tiefer Verwerfungen.

Die pazifische Zone ist charakterisiert größte Entwicklung moderner Vulkanismus. Innerhalb seiner Grenzen werden zwei Subzonen unterschieden: die Subzone der Randteile der Kontinente und Inselbögen, dargestellt durch einen Ring von Vulkanen, die den Pazifischen Ozean umgeben, und die Subzone des eigentlichen Pazifiks mit Vulkanen am Grund des Pazifischen Ozeans. Gleichzeitig bricht in der ersten Subzone hauptsächlich andesitische Lava aus, in der zweiten basaltische Lava.

Die erste Unterzone verläuft durch Kamtschatka, wo sich etwa 129 Vulkane konzentrieren, von denen 28 exponiert sind moderne Aktivitäten. Unter ihnen sind die größten Klyuchevskoy, Karymsky Shiveluch, Bezymyanny, Tolbatschik, Avachinsky usw. Von Kamtschatka erstreckt sich dieser Vulkanstreifen bis zu den Kurilen, wo 40 aktive Vulkane bekannt sind, darunter der mächtige Alaid. Südlich der Kurilen liegen die japanischen Inseln, auf denen es etwa 184 Vulkane gibt, von denen mehr als 55 in historischer Zeit aktiv waren. Unter ihnen sind Bandai und der majestätische Fujiyama. Darüber hinaus verläuft die vulkanische Subzone durch die Inseln Taiwan, Neubritannien, die Salomonen, die Neuen Hebriden, Neuseeland und geht dann in die Antarktis, wo weiter. Ross wird von vier jungen Vulkanen dominiert. Die bekanntesten davon sind Erebus, das 1841 und 1968 in Betrieb war, und Terror mit Seitenkratern.

Der beschriebene Vulkanstreifen reicht weiter bis zum Unterwasserkamm der Südantillen (überflutete Fortsetzung der Anden), der sich nach Osten verlängert und von einer Inselkette begleitet wird: Südshetland, Südorkney, Südsandwich, Südgeorgien. Anschließend geht es weiter entlang der Küste. Südamerika. Entlang der Westküste erheben sich hohe junge Berge – die Anden, auf die zahlreiche Vulkane beschränkt sind, die linear entlang tiefer Verwerfungen angeordnet sind. Insgesamt gibt es in den Anden mehrere hundert Vulkane, von denen viele derzeit aktiv sind oder in der jüngeren Vergangenheit aktiv waren und einige enorme Höhen erreichen (Aconcagua -7035 m, Tupungata-6700 m).

Die intensivste vulkanische Aktivität wird in den jungen Strukturen Mittelamerikas (Mexiko, Guatemala, El Salvador, Honduras, Costa Rica, Panama) beobachtet. Hier sind die größten jungen Vulkane bekannt: Popocatepel, Orizaba sowie Izalco, der aufgrund seiner ständigen Ausbrüche als Leuchtturm des Pazifischen Ozeans bezeichnet wird. Diese aktive Vulkanzone grenzt an den Vulkanbogen der Kleinen Antillen. Atlantischer Ozean, wo sich insbesondere der berühmte Vulkan Mont Pele (auf der Insel Martinique) befindet.

Derzeit gibt es in der nordamerikanischen Kordillere nicht so viele aktive Vulkane (ca. 12). Das Vorhandensein mächtiger Lavaströme und -decken sowie zerstörter Kegel zeugt jedoch von der früheren aktiven vulkanischen Aktivität. Der Pazifische Ring wird durch die Vulkane Alaskas mit dem berühmten Katmai-Vulkan und zahlreichen Vulkanen der Aleuten geschlossen.

Die zweite Unterzone ist die eigentliche Pazifikregion. Hinter letzten Jahren Am Grund des Pazifischen Ozeans wurden Unterwasserrücken entdeckt große Nummer tiefe Verwerfungen, mit denen zahlreiche Vulkane verbunden sind, die manchmal in Form von Inseln hervorstehen, manchmal unterhalb des Meeresspiegels liegen. Die meisten pazifischen Inseln verdanken ihren Ursprung Vulkanen. Unter ihnen sind die Vulkane der Hawaii-Inseln die am besten untersuchten. Laut G. Menard gibt es am Grund des Pazifischen Ozeans etwa 10.000 Unterwasservulkane, die 1 km darüber ragen. und mehr.

Mittelmeer-Indonesische Zone

Diese Zone des aktiven modernen Vulkanismus ist ebenfalls in zwei Unterzonen unterteilt: Mittelmeer, Indonesisch.

Die indonesische Subzone ist durch eine viel größere vulkanische Aktivität gekennzeichnet. Dabei handelt es sich um typische Inselbögen, ähnlich den japanischen, kurilischen und aleutischen Bögen, die durch Verwerfungen und Tiefwassersenken begrenzt sind. Hier konzentriert sich eine sehr große Anzahl aktiver, gedämpfter und erloschener Vulkane. Nur auf ungefähr. Auf Java und den vier östlich gelegenen Inseln gibt es 90 Vulkane, und Dutzende Vulkane sind erloschen oder im Begriff zu verblassen. Auf diese Zone beschränkt sich der beschriebene Krakatau-Vulkan, dessen Ausbrüche sich durch ungewöhnlich grandiose Explosionen auszeichnen. Im Osten geht die indonesische Subzone in den Pazifik über.

Zwischen den aktiven vulkanischen Subzonen des Mittelmeerraums und Indonesiens gibt es eine Reihe erloschener Vulkane in Gebirgsstrukturen im Landesinneren. Dazu gehören die erloschenen Vulkane Kleinasiens, die größten davon sind Erjiyes und andere; im Süden, innerhalb der Türkei, erhebt sich der Große und Kleine Ararat, im Kaukasus der zweiköpfige Elbrus, Kasbek, um den sich heiße Quellen befinden. Darüber hinaus gibt es im Elbrus-Kamm einen Vulkan namens Damavend und andere.

.Atlantische Zone.

Innerhalb des Atlantischen Ozeans hat moderne vulkanische Aktivität, mit Ausnahme der oben genannten Inselbögen der Antillen und der Region Golf von Guinea, keine Auswirkungen auf die Kontinente. Vulkane sind hauptsächlich auf den Mittelatlantischen Rücken und seine Seitenarme beschränkt. Einige der großen Inseln darin sind vulkanischen Ursprungs. Eine Reihe von Vulkanen des Atlantischen Ozeans beginnen etwa im Norden. Jan Mayen. Süd liegt ca. Island, das über eine große Anzahl aktiver Vulkane verfügt und wo es vor relativ kurzer Zeit zu Spaltenausbrüchen der Hauptlava kam. Im Jahr 1973 kam es innerhalb von sechs Monaten zu einem großen Ausbruch des Helgafel, bei dem eine dicke Schicht Vulkanasche die Straßen und Häuser von Vestmannaeyjar bedeckte. Im Süden liegen die Vulkane der Azoren, der Ascension-Inseln, Asuncien, Tristan da Cunha, Gough und mehr. Bouvet.

Davon abgesehen sind die Vulkaninseln der Kanarischen Inseln, Kap Verde und St. Helena im östlichen Teil des Atlantischen Ozeans, außerhalb des Mittelkamms, nahe der Küste Afrikas gelegen. Auf den Kanarischen Inseln gibt es eine hohe Intensität vulkanischer Prozesse. Am Grund des Atlantischen Ozeans gibt es auch viele unter Wasser liegende vulkanische Berge und Hügel.

Zone des Indischen Ozeans.

IN Indischer Ozean Es entstehen auch Unterwasserrücken und tiefe Verwerfungen. Es gibt viele erloschene Vulkane, was auf eine relativ junge vulkanische Aktivität hinweist. Auch viele der in der Antarktis verstreuten Inseln scheinen vulkanischen Ursprungs zu sein. Moderne aktive Vulkane befinden sich etwa in der Nähe von Madagaskar auf den Komoren. Mauritius und Réunion. Im Süden sind Vulkane auf den Inseln Kerguelen und Crozet bekannt. Auf Madagaskar wurden kürzlich erloschene Vulkankegel gefunden.

Vulkane der zentralen Teile der Kontinente

Sie sind relativ selten. Die auffälligste Manifestation des modernen Vulkanismus fand in Afrika statt. In dem an den Golf von Guinea angrenzenden Gebiet erhebt sich ein großer Stratovulkan Kamerun, dessen letzter Ausbruch 1959 stattfand. In der Sahara, im Tibesti-Vulkanhochland, gibt es Vulkane mit riesigen Calderas (13-14 km), in denen sich dort befinden sind mehrere Kegel und Auslässe vulkanischer Gase und heißer Quellen. In Ostafrika gibt es ein bekanntes System tiefer Verwerfungen (Riftstruktur), das sich über 3,5.000 km von der Mündung des Sambesi im Süden bis nach Somalia im Norden erstreckt und mit dem vulkanische Aktivität verbunden ist. Unter den zahlreichen erloschenen Vulkanen gibt es aktive Vulkane im Virunga-Gebirge (Region des Kivu-Sees). Besonders berühmt sind Vulkane in Tansania und Kenia. Hier sind die aktiven großen Vulkane Afrikas: Meru mit Caldera und Somma; Kilimandscharo, dessen Kegel eine Höhe von 5895 m erreicht (der höchste Punkt Afrikas); Kenia östlich des Sees. Victoria. Eine Reihe aktiver Vulkane liegen parallel zum Roten Meer und direkt im Meer. Was das Meer selbst betrifft, so tritt in seinen Verwerfungen Basaltlava an die Oberfläche, was ein Zeichen dafür ist, dass sich hier bereits eine ozeanische Kruste gebildet hat.

In Westeuropa gibt es keine aktiven Vulkane. In vielen Ländern Westeuropas gibt es erloschene Vulkane – in Frankreich, im Rheingebiet Deutschlands und anderen Ländern. In einigen Fällen sind ihnen Mineralquellen zugeordnet.

KAPITEL 4. POSTVULKANISCHE PHÄNOMENE

Während der Abschwächung der vulkanischen Aktivität werden über einen längeren Zeitraum eine Reihe charakteristischer Phänomene beobachtet, die auf aktive Prozesse hinweisen, die in der Tiefe andauern. Dazu gehören die Freisetzung von Gasen (Fumarolen), Geysire, Schlammvulkane, Thermalbäder.

Fumarolen (vulkanische Gase).

Nach Vulkanausbrüchen werden lange Zeit gasförmige Produkte aus den Kratern selbst, aus verschiedenen Rissen, aus heißen Tuff-Lava-Strömen und Kegeln ausgestoßen. Die Zusammensetzung der postvulkanischen Gase enthält die gleichen Gase aus der Gruppe der Halogenide, Schwefel, Kohlenstoff, Wasserdampf und andere, die bei Vulkanausbrüchen freigesetzt werden. Es ist jedoch unmöglich, ein einheitliches Schema für die Zusammensetzung der Gase aller Vulkane zu skizzieren. So gibt es in Alaska Tausende von Gasströmen mit einer Temperatur von 600–650 °C, die eine große Menge an Halogeniden (HCl und HF), Borsäure, Schwefelwasserstoff und Kohlendioxid enthalten. Ein etwas anderes Bild ergibt sich in der Region der berühmten Phlegräischen Felder in Italien, westlich von Neapel, wo es seit Jahrtausenden viele Vulkankrater und kleine Kegel gibt, die ausschließlich durch solfatarische Aktivität gekennzeichnet sind. In anderen Fällen dominiert Kohlendioxid.

Geysire.

Geysire sind periodisch betriebene Dampf-Wasser-Fontänen. Ihren Ruhm und Namen erlangten sie in Island, wo sie zum ersten Mal beobachtet wurden. Neben Island sind Geysire auch im Yellowstone Park in den USA, in Neuseeland und auf Kamtschatka weit verbreitet. Jeder Geysir ist normalerweise mit einem runden Loch oder Greif verbunden. Greifen gibt es in verschiedenen Größen. In der Tiefe geht dieser Kanal offenbar in tektonische Risse über. Der gesamte Kanal ist mit überhitztem Grundwasser gefüllt. Seine Temperatur im Greif kann 90-98 Grad betragen, während sie in den Tiefen des Kanals viel höher ist und 125-150 Grad erreicht. und mehr. Ab einem bestimmten Moment beginnt in der Tiefe eine starke Verdunstung, wodurch die Wassersäule im Greif ansteigt. In diesem Fall befindet sich jedes Wasserteilchen in einer Zone mit niedrigerem Druck, es beginnt zu kochen und Wasser und Dampf auszubrechen. Nach der Eruption füllt sich der Kanal nach und nach mit Grundwasser, teilweise mit Wasser, das bei der Eruption ausgestoßen wird und in den Gryphon zurückfließt; Für einige Zeit stellt sich ein Gleichgewicht ein, dessen Verletzung zu einem erneuten Dampf-Wasser-Ausbruch führt. Die Höhe des Brunnens hängt von der Größe des Geysirs ab. In einem der großen Geysire im Yellowstone Park erreichte die Höhe der Wasser- und Dampffontäne 40 m.

Schlammvulkane (Salses).

Sie kommen manchmal in denselben Gebieten wie Geysire vor (Kamtschatka, Java, Sizilien usw.). Heißer Wasserdampf und Gase dringen durch Risse an die Oberfläche, werden ausgestoßen und bilden kleine Austrittslöcher mit einem Durchmesser von mehreren zehn Zentimetern bis zu einem Meter oder mehr. Diese Löcher sind mit Schlamm gefüllt, einem Gemisch aus Gasdämpfen mit Grundwasser und losen Vulkanprodukten, das sich durch eine hohe Temperatur (bis zu 80-90 °C) auszeichnet. Dadurch entstehen Schlammvulkane. Die Dichte oder Konsistenz des Schlamms bestimmt die Art seiner Aktivität und Struktur. Bei relativ flüssigem Schlamm verursachen Dampf- und Gasemissionen Spritzer darin, der Schlamm breitet sich frei aus und gleichzeitig bildet sich ein Kegel mit einem Krater an der Spitze von nicht mehr als 1-1,5 m, der vollständig aus Schlamm besteht. In Schlammvulkanen vulkanischer Regionen werden neben Wasserdampf auch Kohlendioxid und Schwefelwasserstoff freigesetzt.

„Abhängig von den Ursachen des Auftretens können Schlammvulkane unterteilt werden in: 1) sie sind mit der Freisetzung brennbarer Gase verbunden; 2) sie sind auf Gebiete mit magmatischem Vulkanismus beschränkt und werden durch die Emission magmatischer Gase verursacht.“ . Dazu gehören die Schlammvulkane Apsheron und Taman.

ABSCHLUSS.

Moderne aktive Vulkane sind eine anschauliche Manifestation endogener Prozesse, die einer direkten Beobachtung zugänglich sind und eine große Rolle bei der Entwicklung der geografischen Wissenschaft spielten. Das Studium des Vulkanismus ist jedoch nicht nur von kognitiver Bedeutung. Aktive Vulkane stellen zusammen mit Erdbeben eine erhebliche Gefahr für umliegende Siedlungen dar. Die Momente ihrer Ausbrüche bringen oft irreparable Naturkatastrophen mit sich, die sich nicht nur in enormen materiellen Schäden, sondern manchmal auch im Massentod der Bevölkerung äußern. Nun, zum Beispiel ist der Ausbruch des Vesuvs im Jahr 79 n. Chr. bekannt, der die Städte Herculaneum, Pompeji und Stabia sowie eine Reihe von Dörfern an den Hängen und am Fuße des Vulkans zerstörte. Bei diesem Ausbruch starben mehrere tausend Menschen.

Daher sind moderne aktive Vulkane, die durch intensive Zyklen heftiger Eruptionsaktivität gekennzeichnet sind und im Gegensatz zu ihren alten und erloschenen Gegenstücken Objekte für vulkanische Forschungsbeobachtungen darstellen, am günstigsten, wenn auch alles andere als sicher.

Um nicht den Eindruck zu erwecken, dass vulkanische Aktivität nur Katastrophen mit sich bringt, sollte man solche zitieren Brief Informationüber einige nützliche Aspekte.

Riesige ausgeworfene Massen vulkanischer Asche erneuern den Boden und machen ihn fruchtbarer.

In Vulkangebieten freigesetzter Wasserdampf und Gase, Dampf-Wasser-Gemische und heiße Quellen sind zu Quellen geothermischer Energie geworden.

Viele Mineralquellen sind mit vulkanischer Aktivität verbunden und werden für balneologische Zwecke genutzt.

Produkte direkter vulkanischer Aktivität – einzelne Laven, Bimsstein, Perlit usw. – werden in der Bau- und Chemieindustrie verwendet. Die Bildung einiger Mineralien wie Schwefel, Zinnober und einer Reihe anderer ist mit Fumarolen und hydrothermaler Aktivität verbunden. Vulkanische Produkte von Unterwasserausbrüchen sind Quellen für die Ansammlung von Mineralien wie Eisen, Mangan, Phosphor usw.

Und ich möchte auch sagen, dass der Vulkanismus als Prozess noch nicht vollständig erforscht ist und dass die Menschheit neben dem Vulkanismus noch viele ungelöste Geheimnisse hat und jemand sie lösen muss.

Und das Studium der modernen vulkanischen Aktivität ist von großer theoretischer Bedeutung, da es hilft, die Prozesse und Phänomene zu verstehen, die in der Antike auf der Erde stattfanden.

Referenzliste

2. Vlodavets V.I. Vulkane der Erde.- M.: Nauka, 1973.-168 S.

3. Markhinin E.K. Vulkane und Leben.-M.: Thought, 1980-196 S.

4. Yakushko O.F. Grundlagen der Geomorphologie // Reliefbildende Rolle vulkanischer Prozesse.- Mn.: BSU, 1997.- S. 46-53.

5. Yakushova A.F. Geologie mit den Grundlagen der Geomorphologie // Magmatismus.-Moskau: Moskauer Verlag. un-ta, 1983.- S. 236-266.