Vulcano. Cos'è Vulcano? caratteristica geografica

Il magmatismo è un insieme di processi e fenomeni associati all'attività del magma. Il magma è un liquido infuocato naturale solitamente silicato fuso arricchito in componenti volatili (H 2 O, CO 2 , CO, H 2 S, ecc.). I magmi a basso silicato e non silicati sono rari. La cristallizzazione del magma porta alla formazione di rocce ignee (ignee).

La formazione di fusioni magmatiche avviene a seguito dello scioglimento di aree locali del mantello o della crosta terrestre. La maggior parte dei centri di fusione si trova a profondità relativamente basse nell'intervallo da 15 a 250 km.

Ci sono diversi motivi per sciogliersi. La prima ragione è associata al rapido aumento della materia profonda plastica calda dalla regione di alta alla regione di pressioni inferiori. Una diminuzione della pressione (in assenza di un cambiamento significativo di temperatura) porta all'inizio della fusione. Il secondo motivo è legato all'aumento della temperatura (in assenza di variazione di pressione). La ragione del riscaldamento delle rocce è solitamente l'intrusione di magmi caldi e il flusso fluido che li accompagna. La terza ragione è associata alla disidratazione dei minerali nelle zone profonde della crosta terrestre. L'acqua, rilasciata durante la decomposizione dei minerali, riduce drasticamente (di decine - centinaia di gradi) la temperatura dell'inizio dello scioglimento delle rocce. Pertanto, lo scioglimento inizia a causa della comparsa di acqua libera nel sistema.

I tre meccanismi considerati di generazione del fuso sono spesso combinati: 1) l'innalzamento della materia astenosferica nell'area di bassa pressione porta all'inizio del suo scioglimento - 2) il magma formato si intromette nel mantello litosferico e nella crosta inferiore, portando a scioglimento parziale delle rocce che li compongono - 3) la risalita dei fusi in zone meno profonde della crosta, dove sono presenti minerali contenenti ossidrile (miche, anfiboli), porta, a sua volta, allo scioglimento delle rocce durante il rilascio d'acqua.

Parlando dei meccanismi di generazione della fusione, va notato che nella maggior parte dei casi si verifica una fusione non completa, ma solo parziale del substrato (rocce in fase di fusione). Il centro di fusione risultante è una roccia solida penetrata da capillari pieni di fusione. L'ulteriore evoluzione della camera è associata o alla spremitura di questo fuso, o ad un aumento del suo volume, che porta alla formazione di un "porridge magmatico" - magma saturo di cristalli refrattari. Al raggiungimento del 30-40% in volume del fuso, questa miscela acquisisce le proprietà di un liquido e viene espulsa nella regione delle pressioni inferiori.

La mobilità del magma è determinata dalla sua viscosità, che dipende dalla composizione chimica e dalla temperatura. La viscosità più bassa è posseduta dai magmi del mantello profondo, che hanno una temperatura elevata (fino a 1600-1800 0 C al momento della generazione) e contengono poca silice (SiO 2). La più alta viscosità è insita nei magmi che si sono formati a causa dello scioglimento del materiale della crosta continentale superiore durante la disidratazione dei minerali: si formano a una temperatura di 700-600 0 C e sono saturi al massimo di silice.

Il fuso espulso dai pori intergranulari viene filtrato verso l'alto a una velocità da diversi centimetri a diversi metri all'anno. Se volumi significativi di magma vengono introdotti lungo fessure e faglie, la velocità della loro risalita è molto più elevata. Secondo i calcoli, la velocità di risalita di alcuni magmi ultrabasici (la cui fuoriuscita sulla superficie ha portato alla formazione di rare rocce ultrabasiche effusive - komatiiti) ha raggiunto 1-10 m/s.

Modelli di evoluzione del magma e formazione delle rocce ignee

La composizione e le caratteristiche delle rocce formate dal magma sono determinate da una combinazione dei seguenti fattori: la composizione iniziale del magma, i processi della sua evoluzione e le condizioni di cristallizzazione. Tutte le rocce ignee sono divise in 6 ordini in base all'acidità silicica:

I fusi magmatici provengono dal mantello o si formano a seguito dello scioglimento delle rocce nella crosta terrestre. Come è noto, la composizione chimica del mantello e della crosta è diversa, il che determina principalmente le differenze nella composizione dei magmi. I magmi derivanti dallo scioglimento delle rocce del mantello, come queste stesse rocce, sono arricchiti di ossidi basici - FeO, MgO, CaO, quindi tali magmi hanno una composizione ultrabasica e basica. Durante la loro cristallizzazione si formano rispettivamente rocce ignee ultrabasiche e basiche. I magmi derivanti dalla fusione di rocce crostali impoverite in ossidi basici ma fortemente arricchiti in silice (un tipico ossido acido) hanno una composizione acida; durante la loro cristallizzazione si formano rocce acide.

Tuttavia, i magmi primari nel corso dell'evoluzione subiscono spesso significativi cambiamenti compositivi associati ai processi di cristallizzazione, differenziazione, segregazione e ibridismo, che danno origine a una varietà di rocce ignee.

differenziazione di cristallizzazione. Come è noto, secondo la serie Bowen, non tutti i minerali cristallizzano contemporaneamente: olivine e pirosseni sono i primi a separarsi dal fuso. Avendo una densità maggiore del fuso residuo, se la viscosità del magma non è troppo elevata, si depositano sul fondo della camera magmatica, il che impedisce la loro ulteriore reazione con il fuso. In questo caso, il fuso residuo differirà nella composizione chimica dall'originale (poiché alcuni elementi sono inclusi nella composizione dei minerali) e arricchito di componenti volatili (non sono inclusi nei minerali di prima cristallizzazione). Di conseguenza, i minerali della prima cristallizzazione in questo caso formano una roccia e il magma rimanente formerà altre rocce di diversa composizione. I processi di differenziazione della cristallizzazione sono tipici dei fusi basici; La precipitazione dei minerali femici porta alla stratificazione nella camera magmatica: la sua parte inferiore acquista una composizione ultramafica, mentre la sua parte superiore ne acquisisce una basica. In condizioni favorevoli, la differenziazione può portare al rilascio di un piccolo volume di fusione felsica dal magma mafico primario (che è stato studiato sull'esempio dei laghi di lava Alae ghiacciati nelle isole Hawaii e dei vulcani in Islanda).

Segregazioneè un processo di separazione del magma con diminuzione della temperatura in due fusi immiscibili con diversa composizione chimica (nel vista generale il corso di questo processo può essere rappresentato come il processo di separazione dell'acqua e dell'olio dalla loro miscela). Di conseguenza, rocce di diversa composizione cristallizzeranno dai magmi separati.

ibridismo ("hybrida" - una miscela) è il processo di miscelazione di magmi di diversa composizione o assimilazione di rocce ospiti da parte del magma. Interagendo con rocce ospiti di diversa composizione, catturandone ed elaborandone i frammenti, il fuso igneo si arricchisce di nuovi componenti. Il termine indica il processo di fusione o completa assimilazione di materiale estraneo da parte del magma assimilazione ("assimilato" - assimilazione). Ad esempio, l'interazione dei magmi mafici con le rocce ospiti felsiche produce rocce ibride di composizione intermedia. Oppure, al contrario, l'intrusione di magmi silicici in rocce ricche di ossidi basici può portare anche alla formazione di rocce intermedie.

Va inoltre tenuto presente che durante l'evoluzione del fuso, i processi di cui sopra possono essere combinati.

Inoltre, si possono formare magma della stessa composizione chimica razze diverse . Ciò è dovuto alle diverse condizioni di cristallizzazione del magma e, soprattutto, alla profondità.

A seconda delle condizioni di profondità della formazione (o in base alla facies), le rocce ignee si dividono in rocce intrusive, o profonde, ed effusive, o eruttate. rocce invadenti si formano durante la cristallizzazione del fuso magmatico in profondità negli strati rocciosi; A seconda della profondità della formazione, sono divisi in due facies: 1) rocce abissali formato a una profondità considerevole (diversi km), e 2) ipabissale, che si sono formati a una profondità relativamente bassa (circa 1-3 km). rocce effusive si formano a seguito della solidificazione della lava versata sulla superficie o sul fondo degli oceani.

Si distinguono quindi le seguenti facies principali: abissale, ipabissale ed effusiva. Oltre alle tre facies denominate, ci sono anche subvulcanico E vena razze. I primi si formano in condizioni prossime alla superficie (fino a poche centinaia di metri) e hanno una stretta somiglianza con le rocce effusive; questi ultimi sono vicini all'ipabisso. Le rocce effusive sono spesso accompagnate da piroclastico formazioni costituite da frammenti di effusivi, loro minerali e vetri vulcanici.

Disegno - faccia

Differenze significative nella natura della manifestazione dei processi magmatici in condizioni profonde e superficiali rendono necessario distinguere tra processi intrusivi ed effusivi.

Magmatismo intrusivo

I processi intrusivi sono associati alla formazione e al movimento del magma sotto la superficie terrestre. I fusi magmatici che si formano nelle profondità della Terra hanno una densità inferiore a quella delle rocce solide circostanti e, essendo mobili, penetrano negli orizzonti sovrastanti. Viene chiamato il processo di intrusione del magma intrusione (da "intrusio" - implementazione). Se il magma si solidifica prima di raggiungere la superficie (tra le rocce ospiti), si formano corpi intrusivi. In relazione alle rocce ospiti, le intrusioni sono suddivise in consonanti(concordante) e dissidenti(discordanti). I primi giacciono in accordo con le rocce ospitanti, senza oltrepassare i confini dei loro strati; questi ultimi hanno contatti secanti. Secondo la forma, si distinguono diverse varietà di corpi invadenti.

Le forme consonantiche di invadenti includono sill, lopolith, laccolith e altre meno comuni. Silla sono corpi intrusivi lastriformi conformabili formati nelle condizioni di stiramento della crosta terrestre. Il loro spessore varia da decine di cm a centinaia di metri L'intrusione di un gran numero di davanzali nello strato stratificato forma qualcosa di simile a una torta a strati. Allo stesso tempo, a causa dell'erosione, forti rocce ignee nel rilievo formano "gradini" ( Inglese "davanzale" - soglia). Tali davanzali multilivello composti da rocce mafiche sono diffusi sulla piattaforma siberiana (come parte della sineclisi di Tunguska), sull'Hindustan (Dean) e su altre piattaforme. lopolites- Questi sono grandi corpi invadenti a forma di piattino consonantici. Lo spessore dei lopoliti raggiunge le centinaia di metri e il diametro è di decine di chilometri. Il più grande è il Bushveld in Sud Africa. Formata in condizioni di estensione tettonica e subsidenza. Laccoliti- un corpo invadente consonantico a forma di fungo. Il tetto del laccolite ha una forma arcuata convessa, la suola è solitamente orizzontale. Le intrusioni di Henry Mountains in Nord America sono un classico esempio. Si formano in condizioni di pressione significativa del magma intruso su rocce ospiti stratificate. Sono intrusioni poco profonde, poiché negli orizzonti profondi la pressione del magma non può superare la pressione di potenti strati di rocce sovrastanti.

Le non conformità più comuni includono dighe, vene, ceppi e batoliti. Diga- un corpo intrusivo discontinuo di forma piastriforme. Si formano in condizioni ipabissali e subvulcaniche quando il magma si trova lungo faglie e fessure. Come risultato di processi esogeni, le dighe sedimentarie che le racchiudono vengono distrutte più velocemente delle dighe che si trovano in esse, per cui, nel rilievo, queste ultime assomigliano a muri distrutti ( nome dall'inglese "dike", "dyke" - una barriera, un muro di pietra). vene detti piccoli corpi secanti forma irregolare. Azione (da lui. "Stock" - bastone, tronco) è un corpo colonnare invadente di non conformità. Le più grandi intrusioni sono batoliti, comprendono corpi intrusivi con una superficie di oltre 200 km 2 e uno spessore di diversi km. I batoliti sono composti da rocce abissali acide formatesi durante lo scioglimento della crosta terrestre nelle aree di formazione di montagne. È interessante notare che i granitoidi che compongono i batoliti si formano sia a seguito dello scioglimento di rocce sedimentarie primarie "sialiche" (S-graniti), sia durante lo scioglimento di rocce magmatiche primarie, comprese le rocce "femiche" di base (I-graniti ). Ciò è facilitato dalla lavorazione preliminare delle rocce originarie (substrato) da parte di fluidi profondi, che introducono in esse alcali e silice. I magmi formatisi a seguito di uno scioglimento su larga scala possono cristallizzarsi nel luogo della loro formazione, creando intrusioni autoctone, o intromettersi nelle rocce ospitanti - intrusioni alloctone.

Tutti i grandi corpi intrusivi profondi (batoliti, ceppi, lopoliti, ecc.) sono spesso combinati sotto il termine generale plutoni. I loro rami più piccoli sono chiamati apofisi.

Forme di occorrenza di corpi intrusivi

Quando interagisce con le rocce ospiti ("cornice"), il magma ha un effetto termico e chimico su di esse. La zona di cambiamento nella parte prossima al contatto delle rocce ospiti è in fase di perforazione esocontatto. Lo spessore di tali zone può variare da pochi cm a decine di km, a seconda della natura delle rocce ospiti e della saturazione del magma con i fluidi. Anche l'intensità dei cambiamenti può variare in modo significativo: dalla disidratazione e dalla leggera compattazione delle rocce alla completa sostituzione della composizione originale con nuove paragenesi minerali. D'altra parte, il magma stesso cambia la sua composizione. Ciò si verifica più intensamente nelle parti marginali dell'intrusione. Viene chiamata la zona delle rocce ignee alterate nella parte marginale dell'intrusione endocontatto zona. Le zone di endocontatto (facies) sono caratterizzate non solo da cambiamenti nella composizione chimica (e, di conseguenza, minerale) delle rocce, ma anche da differenze nelle caratteristiche strutturali e tessiturali, a volte saturazione xenoliti(catturato da inclusioni magmatiche) di rocce ospiti. Nello studio e nella mappatura dei territori all'interno dei quali si combinano più corpi intrusivi, la corretta identificazione delle fasi e delle facies è di grande importanza. Ogni fase di implementazione sono corpi ignei formati dall'intrusione di una porzione di magma. Corpi appartenenti a diverse fasi di penetrazione sono separati da contatti secanti. La diversità delle facies può essere associata non solo alla presenza di più fasi, ma anche alla formazione di zone di endocontatto. Per la facies di endocontatto è caratteristica la presenza di transizioni graduali tra le rocce (a causa della diminuzione dell'influenza delle rocce ospiti con la distanza dal contatto), piuttosto che confini netti.

Processi vulcanici

Scioglie e gas rilasciati nelle viscere del pianeta possono raggiungere la superficie, portando a eruzione vulcanica- il processo di entrata in superficie di prodotti vulcanici solidi, liquidi e gassosi incandescenti o caldi. Vengono chiamate le aperture di sbocco attraverso le quali i prodotti vulcanici entrano nella superficie del pianeta vulcani (Vulcano è il dio del fuoco nella mitologia romana.). A seconda della forma dello sbocco, i vulcani sono divisi in fessure e centrali. Vulcani fessurati, O tipo lineare avere uno sbocco sotto forma di una crepa estesa (difetto). L'eruzione si verifica lungo l'intera fessura o nelle sue singole sezioni. Tali vulcani sono confinati nelle zone di espansione placche litosferiche, dove a seguito dell'allungamento della litosfera si formano profonde faglie lungo le quali vengono introdotte fusioni di basalto. Le zone di stiramento attive sono le aree delle dorsali oceaniche. Le isole vulcaniche dell'Islanda, che rappresentano l'uscita della dorsale medio-atlantica sopra la superficie dell'oceano, sono una delle parti vulcanicamente più attive del pianeta; qui si trovano i tipici vulcani a fessura.

Ai vulcani tipo centrale l'eruzione avviene attraverso il canale di alimentazione simile a un tubo - bocca- passaggio dalla camera vulcanica alla superficie. Viene chiamata la parte superiore dello sfiato che si apre in superficie cratere. Canali di sbocco secondari possono diramarsi dalla bocca principale lungo le fessure, dando origine a crateri laterali. I prodotti vulcanici provenienti dal cratere formano strutture vulcaniche. Spesso con il termine "vulcano" si intende una collina con un cratere in cima, formato dai prodotti dell'eruzione. La forma delle strutture vulcaniche dipende dalla natura delle eruzioni. Con calme effusioni di lave basaltiche liquide, piatte vulcani a scudo. In caso di eruzione di lave più viscose e (o) espulsioni di prodotti solidi, si formano coni vulcanici. La formazione di una struttura vulcanica può verificarsi a seguito di una singola eruzione (tali vulcani sono chiamati monogenico), o come risultato di più eruzioni (vulcani poligenico). Vengono chiamati vulcani poligenici costruiti alternando colate laviche e materiale vulcanico sciolto stratovulcano.

Un altro criterio importante per classificare i vulcani è il loro livello di attività. Secondo questo criterio, i vulcani sono divisi in:

1. attuale- eruzione o emissione di gas e acque calde negli ultimi 3500 anni (periodo storico);
2. potenzialmente attivo- Vulcani dell'Olocene eruttati 3500-13500 anni fa;
3. condizionatamente estinto vulcani che non hanno mostrato attività nell'Olocene, ma hanno mantenuto le loro forme esterne (più giovani di 100mila anni);
4. estinto- Vulcani, significativamente rimaneggiati dall'erosione, fatiscenti, non attivi negli ultimi 100 mila anni.

Rappresentazioni schematiche dei vulcani centrale (in alto) e scudo (in basso) (dopo Rast, 1982)

I prodotti delle eruzioni vulcaniche si dividono in liquidi, solidi e gassosi.

solide eruzioni rappresentato rocce piroclastiche (dal greco "ryg" - fuoco e "klao" - mi rompo, mi rompo) - rocce clastiche formatesi a seguito dell'accumulo di materiale espulso durante le eruzioni vulcaniche. Diviso in endoclastite, formato durante gli schizzi e la solidificazione della lava, e esoclastiti formatosi a seguito della frantumazione di rocce precoclastiche formatesi in precedenza. In base alla grandezza dei detriti si dividono in bombe vulcaniche, lapilli, sabbia vulcanica e polvere vulcanica. La sabbia vulcanica e la polvere vulcanica sono combinate sotto il termine cenere vulcanica.

Bombe vulcaniche sono le più grandi tra le formazioni piroclastiche, le loro dimensioni possono raggiungere diversi metri di diametro. Formato da frammenti di lava espulsi dal cratere. A seconda della viscosità, le lave hanno forme e sculture superficiali diverse. Bombe a forma di fuso, a goccia, a forma di nastro ea forma di inchiostro si formano durante le espulsioni di lave liquide (principalmente basaltiche). La forma affusolata è dovuta alla rapida rotazione della lava a bassa viscosità durante il volo. La forma a forma di inchiostro si verifica quando le espulsioni di lava liquida a una piccola altezza, non avendo il tempo di indurirsi, quando colpiscono il suolo, si appiattiscono. Le bombe a nastro si formano schiacciando la lava attraverso strette fessure, si trovano sotto forma di frammenti di nastri. Forme specifiche si formano durante lo scorrimento delle lave basaltiche. Sottili flussi di lava liquida vengono sospinti dal vento e si induriscono in fili, tali forme sono chiamate "capelli di Pelé" ( Pele - la dea, secondo la leggenda, vive in uno dei laghi di lava delle isole hawaiane). Bombe formate da lave viscose sono caratterizzate da contorni poligonali. Alcune bombe sono ricoperte da una crosta fredda e indurita durante il volo, che viene lacerata dai gas rilasciati dall'interno. La loro superficie assume la forma di una "crosta di pane". Le bombe vulcaniche possono anche essere composte da materiale esoclastico, specialmente nelle esplosioni che distruggono le strutture vulcaniche.

Lapillo (dal lat. "lapillo" - ciottolo) sono rappresentati da eiezioni vulcaniche arrotondate o spigolose, costituite da pezzi di lava fresca congelata in volo, vecchie lave e rocce estranee al vulcano. La dimensione dei frammenti corrispondenti ai lapilli varia da 2 a 50 mm.

Il più piccolo materiale piroclastico è cenere vulcanica. La maggior parte delle emissioni vulcaniche si deposita vicino al vulcano. A titolo illustrativo, basti ricordare le città di Ercolano, Pompei e Stabia ricoperte di cenere durante l'eruzione del Vesuvio del 79. Durante le forti eruzioni, la polvere vulcanica può essere lanciata nella stratosfera e, in sospensione, muoversi in correnti d'aria per migliaia di chilometri.

Originariamente prodotti vulcanici sciolti (denominati "tefra") vengono successivamente compattate e cementate, trasformandosi in tufi vulcanici. Se frammenti di rocce piroclastiche (bombe e lapilli) sono cementati dalla lava, allora brecce laviche. Le formazioni specifiche, che meritano una considerazione speciale, lo sono ignimbriti (dal lat. "ignis" - fuoco e "imber" - acquazzone). Gli ignimbriti sono rocce composte da materiale piroclastico acido sinterizzato. La loro formazione è associata all'emergenza nubi ardenti(o flussi di cenere) - flussi di gas caldo, gocce di lava ed emissioni vulcaniche solide risultanti dall'intenso rilascio di gas pulsato durante un'eruzione.

Prodotti liquidi delle eruzioni sono lave. Lava (dall'italiano. "lava" - allago) è una massa fusa liquida o viscosa che viene in superficie durante le eruzioni vulcaniche. La lava differisce dal magma per un basso contenuto di componenti volatili, che è associato al degassamento del magma mentre si sposta verso la superficie. La natura del flusso di lava in superficie è determinata dall'intensità del rilascio di gas e dalla viscosità della lava. Esistono tre meccanismi di flusso lavico - effusione, estrusione ed esplosione - e, di conseguenza, tre tipi principali di eruzioni. Eruzioni effusive sono calme effusioni di lava da un vulcano. Estrusione- tipo di eruzione accompagnata da estrusione lava viscosa. Le eruzioni effusive possono essere accompagnate da degassamento esplosivo, che porta alla formazione di nubi roventi. eruzioni esplosive- Si tratta di eruzioni di natura esplosiva, dovute al rapido rilascio di gas.

Facies delle rocce vulcanogeniche(Geologia del campo, 1989)
1-dicchi, 2-davanzali, laccoliti, 3-sottofacies esplosiva, 4-colate laviche (sottofacies effusiva), 5-cupole e obelischi (sottofacies estrusiva), 6-facies di sfiato, 7-intrusione ipabissale

Le lave, come le loro controparti invadenti, sono principalmente classificate in ultrabasiche, basiche, intermedie e felsiche. Le lave ultrabasiche nel Fanerozoico sono molto rare, anche se nel Precambriano (in condizioni di più intenso afflusso di calore endogeno) erano molto più diffuse. Le lave basiche - basaltiche - sono generalmente liquide, che sono associate a un basso contenuto di silice e ad un'alta temperatura all'uscita in superficie (circa 1000-1100 0 С e oltre). A causa del loro stato liquido, emettono facilmente gas, che determina la natura effusiva delle eruzioni e la capacità di riversarsi su lunghe distanze sotto forma di corsi d'acqua, e in aree con una topografia scarsamente sezionata formano estese coperture. Le caratteristiche strutturali della superficie delle colate laviche permettono di distinguerne due tipologie, alle quali vengono dati nomi hawaiani. Il primo tipo è chiamato pahoehoe(O lave a corda) e si forma sulla superficie di lave a flusso rapido. La lava che scorre è ricoperta da una crosta che, in condizioni di movimento attivo, non ha il tempo di acquisire uno spessore significativo e si raggrinzisce rapidamente in onde. Queste "onde" con l'ulteriore movimento della lava scendono e sembrano corde affiancate.

Video che illustra la formazione di una superficie di corda

Il secondo tipo, chiamato aa-lava, è caratteristico delle lave basaltiche (o di altra composizione) più viscose. A causa del flusso più lento, la crosta diventa più spessa e si rompe in frammenti angolari; la superficie delle lave aa è un accumulo di frammenti ad angolo acuto con sporgenze a punta o aghiformi.

Formazione di lave AA (vulcano Kilauea)

All'aumentare del contenuto di silice, le lave diventano più viscose e si solidificano a una temperatura inferiore. Se le lave basaltiche rimangono mobili a temperature dell'ordine di 600-700 0 C, allora le lave andesitiche (medie) si solidificano già a 750 0 C o più. Solitamente le più viscose sono le lave felsiche dacitiche e liparitiche. L'aumento della viscosità rende difficile separare i gas, il che può portare a eruzioni esplosive. Se la viscosità della lava è alta e la pressione dei gas è relativamente bassa, si verifica l'estrusione. Anche la struttura delle colate laviche è diversa. Per le fusioni medie viscose e acide, è caratteristica la formazione di lave a blocchi. lave a blocchi esternamente simili alle aa-lava e si differenziano da esse per l'assenza di sporgenze appuntite e aghiformi, nonché per il fatto che i blocchi in superficie hanno una forma più regolare e una superficie liscia. Il movimento delle colate laviche, la cui superficie è ricoperta da lave a blocchi, porta alla formazione di orizzonti di breccia lavica.

Quando la lava liquida di basalto viene versata nell'acqua, la superficie dei flussi si solidifica rapidamente, il che porta alla formazione di peculiari "tubi" all'interno dei quali il fuso continua a muoversi. Spremendo dal bordo di un tale "tubo" nell'acqua, una porzione di lava assume una forma simile a una goccia. Poiché il raffreddamento è irregolare e la parte interna continua a rimanere allo stato fuso per qualche tempo, le “gocce” laviche si appiattiscono sotto l'azione della gravità e del peso delle successive porzioni di lava. Vengono chiamati cumuli di tali lave lava a cuscino O lava a cuscino (dall'inglese. "cuscino" - cuscino).

Prodotti gassosi delle eruzioni rappresentato da vapore acqueo, anidride carbonica, idrogeno, azoto, argon, ossidi di zolfo e altri composti (HCl, CH 4 , H 3 BO 3 , HF, ecc.). La temperatura dei gas vulcanici varia da poche decine di gradi a mille o più gradi. In generale le esalazioni ad alta temperatura (HCl, CO 2 , O 2 , H 2 S, ecc.) sono associate a degassamento del magma, quelle a bassa temperatura (N 2 , CO 2 , H 2 , SO 2) sono formate sia da fluidi giovanili e dovuti a gas atmosferici e acque sotterranee che filtrano nel vulcano.

Con il rapido rilascio di gas dal magma o la trasformazione delle acque sotterranee in vapore, eruzioni gassose. Durante eruzioni di questo tipo, c'è un rilascio continuo o ritmico di gas dalla bocca, nessuna emissione o piccolissime quantità di cenere. Potenti eruzioni di gas e vapore perforano un canale nelle rocce, da cui vengono espulsi frammenti di roccia, formando un pozzo che delimita il cratere. Le eruzioni di gas avvengono anche attraverso le bocche di vulcani poligenici esistenti (un esempio è l'eruzione di gas del Vesuvio nel 1906).

Tipi di eruzioni vulcaniche

A seconda della natura delle eruzioni, si distinguono diversi tipi tra loro. La base di tale classificazione fu posta dal geologo francese Lacroix nel 1908. Egli identificò 4 tipi, ai quali l'autore assegnò i nomi di vulcani: 1) hawaiano, 2) stromboliano, 3) vulcaniano e 4) peleiano. La classificazione proposta non può includere tutti i meccanismi eruttivi conosciuti (successivamente è stata integrata da nuovi tipi - islandese, ecc.), Ma, nonostante ciò, non ha perso la sua rilevanza oggi.

Eruzioni di tipo hawaiano caratterizzato da una calma effusione effusiva di magma basaltico liquido molto caldo in condizioni di bassa pressione del gas. La lava sotto pressione viene lanciata in aria sotto forma di fontane di lava, alte da diverse decine a diverse centinaia di metri (durante l'eruzione del Kilauea nel 1959, raggiunsero un'altezza di 450 m). L'eruzione di solito si verifica dalle prese d'aria delle fessure, specialmente nelle prime fasi. È accompagnato da un piccolo numero di deboli esplosioni che schizzano la lava. Ciuffi liquidi di lava che cadono alla base della fontana sotto forma di spruzzi e bombe a forma di macchia formano coni di spruzzi. Le fontane di lava, che si estendono lungo la fessura, a volte per diversi chilometri, formano un pozzo costituito da schizzi di lava ghiacciata. Le gocce di lava liquida possono formare i capelli di Pelé. Le eruzioni di tipo hawaiano a volte portano alla formazione di laghi di lava.
Ne sono un esempio le eruzioni dei vulcani Kilauea, Hapemaumau nelle isole Hawaii, Niragongo ed Erta Ale nelle Africa dell'est.

Molto vicino al tipo hawaiano descritto tipo islandese; si notano somiglianze sia nella natura delle eruzioni che nella composizione delle lave. La differenza sta nel seguente. Durante le eruzioni di tipo hawaiano, la lava forma grandi massicci a forma di cupola (vulcani a scudo), e durante le eruzioni di tipo islandese, i flussi di lava formano lastre piatte. L'effusione viene dalle crepe. Nel 1783 si verificò in Islanda la famosa eruzione dalla fessura Laki lunga circa 25 km, a seguito della quale i basalti crearono un altopiano con una superficie di 600 km2. Dopo l'eruzione, il canale della fessura si riempie di lava indurita e accanto ad essa si forma una nuova fessura durante l'eruzione successiva. Come risultato della stratificazione di molte centinaia di mantelli, si formano altipiani lavici estesi (estesi antichi altipiani basaltici della Siberia, dell'India, del Brasile e di altre regioni del pianeta) sopra le fessure che cambiano la loro posizione nello spazio.

Eruzioni di tipo stromboliano. Il nome deriva dal vulcano Stromboli, situato nel Mar Tirreno al largo della costa italiana. Sono caratterizzati da espulsioni ritmiche (con interruzioni da 1 a 10-12 min) relative a lava liquida. Frammenti di lava formano bombe vulcaniche (a forma di pera, contorte, meno spesso fusiformi, spesso appiattite durante la caduta) e lapilli; materiale di dimensione cinerea è quasi assente. Le espulsioni si alternano a effusioni di lava (rispetto alle eruzioni dei vulcani di tipo hawaiano, i flussi sono più corti e più spessi, il che è associato a una maggiore viscosità delle lave). Un'altra caratteristica tipica è la durata e la continuità dello sviluppo: il vulcano Stromboli è in eruzione dal V secolo a.C. AVANTI CRISTO.

Eruzioni vulcaniche. Il nome deriva dall'isola di Vulcano nel gruppo delle Isole Eolie al largo della costa italiana. Associato all'eruzione di lava viscosa, solitamente andesitica o dacitica con un alto contenuto di gas da vulcani di tipo centrale. La lava viscosa si solidifica rapidamente, formando un tappo che ostruisce il cratere. La pressione dei gas rilasciati dalla lava periodicamente "stacca" il tappo con un'esplosione. Allo stesso tempo viene lanciata verso l'alto una nuvola nera di materiale piroclastico con bombe del tipo "a crosta di pane", bombe arrotondate, ellissoidali e attorcigliate sono praticamente assenti. A volte le esplosioni sono accompagnate da effusioni di lava sotto forma di flussi brevi e potenti. Quindi la spina si forma di nuovo e il ciclo si ripete.
Le eruzioni sono separate da periodi di completo riposo. Le eruzioni del tipo Vulcaniano sono caratteristiche dei vulcani Avachinsky e Karymsky in Kamchatka. Anche le eruzioni del Vesuvio sono vicine a questo tipo.

Eruzioni di tipo peleiano. Il nome deriva dal vulcano Mont Pelee sull'isola di Martinica nei Caraibi. Si verificano quando la lava molto viscosa entra nei vulcani del tipo centrale, il che la avvicina all'eruzione del tipo vulcaniano. La lava si solidifica nello sfiato e forma un potente tappo, che viene spremuto sotto forma di un obelisco monolitico (si verifica l'estrusione). Sul vulcano Mont Pele, l'obelisco ha un'altezza di 375 me un diametro di 100 m I gas vulcanici caldi che si accumulano nella bocca a volte sfuggono attraverso il sughero ghiacciato, portando alla formazione di nuvole roventi. La nube infuocata sorta durante l'eruzione del Mont Pelé dell'8 maggio 1902 aveva una temperatura di circa 800 °C e, scendendo lungo il pendio del vulcano alla velocità di 150 m/s, distrusse la città di Saint-Pierre con 26.000 abitanti.
Un tipo simile di eruzione è stato spesso osservato vicino ai vulcani dell'isola di Giava, in particolare vicino al vulcano Merapi, e anche in Kamchatka vicino al vulcano Bezymyanny.

VULCANISMO, un insieme di processi endogeni associati alla formazione e al movimento del magma nelle viscere della Terra e alla sua eruzione sulla superficie terrestre, sul fondo dei mari e degli oceani. È parte integrante del magmatismo. Nel processo di vulcanismo, nelle profondità della terra si formano camere magmatiche, le rocce attorno alle quali possono cambiare sotto l'influenza dell'alta temperatura e dell'azione chimica del magma. Quando la fusione magmatica raggiunge la superficie terrestre, si osserva la manifestazione più spettacolare del vulcanismo: un'eruzione vulcanica, che consiste nell'effusione o zampillo di lava liquida (effusione), spremitura di lava viscosa (estrusione), distruzione della struttura vulcanica da parte di un'esplosione ed espulsione di prodotti solidi dell'attività vulcanica (esplosione). A causa delle eruzioni tipi diversi e forze, si formano vulcani di varie forme e dimensioni, si formano rocce vulcaniche. Il vulcanismo è associato a fenomeni che precedono (precursori), accompagnano e completano (fenomeni post-vulcanici) le eruzioni vulcaniche. Gli araldi osservati da diverse ore a diversi secoli prima dell'eruzione includono alcuni terremoti vulcanici, deformazioni della superficie terrestre e delle strutture vulcaniche, fenomeni acustici, cambiamenti nei campi geofisici, composizione e intensità dei gas fumarolici (dai vulcani attivi), ecc.

Fenomeni osservati durante le eruzioni: esplosioni vulcaniche, onde d'urto associate, bruschi salti della pressione atmosferica, nubi eruttive elettrificate (eruttive) con fuochi Elmo, fulmini, cadute di cenere vulcanica e piogge acide, presenza di lahar (colate di fango), formazione di uno tsunami - durante la caduta in acqua di enormi volumi di frane e depositi esplosivi. I fenomeni vulcanici includono anche una diminuzione del livello di radiazione solare e della temperatura, la comparsa di tramonti viola causati dall'annebbiamento dell'atmosfera da polvere vulcanica e aerosol durante catastrofiche eruzioni esplosive. Dopo le eruzioni si osservano fenomeni post-vulcanici associati al raffreddamento della camera magmatica - deflussi di gas vulcanici (fumarole) e acque termali (sorgenti termali, geyser, ecc.).

A seconda del luogo di manifestazione, il vulcanismo si distingue terrestre, subacqueo e subaereo (subacqueo-superficie); in base alla composizione dei prodotti dell'eruzione - basalto-andesite-riolite differenziato in sequenza, basalto-riolite differenziato per contrasto (bimodale), alcalino, alcalino-ultrabasico, basico, acido e altro vulcanismo è più caratteristico dei confini convergenti delle placche litosferiche, dove nel processo della loro controinterazione si formano cinture vulcaniche (isola-arco e marginale-continentale) sopra la zona di subduzione (subduzione) di una placca sotto l'altra o nell'area di collisione (collisione) delle loro parti continentali. Il vulcanismo è anche ampiamente manifestato ai confini divergenti delle placche litosferiche, confinate alle dorsali medio-oceaniche, dove, mentre le placche si allontanano nel corso dell'attività vulcanica sottomarina, si verifica una nuova formazione della crosta oceanica. Il vulcanismo è anche caratteristico delle parti interne delle placche litosferiche: strutture di punti caldi, sistemi di spaccature continentali, province trappola dei continenti e altipiani basaltici intraoceanici.

Il vulcanismo è iniziato nelle prime fasi dello sviluppo della Terra ed è diventato uno dei principali fattori nella formazione della litosfera, dell'idrosfera e dell'atmosfera. Lo sviluppo di tutti e tre i gusci dovuto al vulcanismo continua: il volume delle rocce nella litosfera aumenta ogni anno di oltre 5-10 km 3 e una media di 50-100 milioni di tonnellate di gas vulcanici entrano nell'atmosfera, alcuni dei quali viene speso per la trasformazione dell'idrosfera. Molti depositi di minerali metallici (oro, argento, metalli non ferrosi, arsenico, ecc.) e non metallici (zolfo, borati, materiali da costruzione naturali, ecc.), nonché risorse geotermiche, sono geneticamente associati al vulcanismo.

Manifestazioni di vulcanismo sono state identificate su tutti i pianeti del gruppo terrestre. Su Mercurio, Marte e sulla Luna, il vulcanismo è probabilmente già terminato (o quasi terminato) e continua intensamente solo su Venere. Tra la fine del XX e l'inizio del XXI secolo, furono scoperte forme vulcaniche e attività vulcanica in corso sui satelliti di Giove e Saturno: Europa, Io, Callisto, Ganimede, Titano. Su Europa e Io si nota un tipo specifico di vulcanismo: il criovulcanismo (eruzione di ghiaccio e gas).

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INTRODUZIONE

I fenomeni delle eruzioni vulcaniche accompagnano l'intera storia della Terra. È probabile che abbiano influenzato il clima e il biota della Terra. Attualmente i vulcani sono presenti in tutti i continenti, e alcuni di essi sono attivi e rappresentano non solo uno spettacolo spettacolare, ma anche formidabili fenomeni pericolosi.

I vulcani del Mediterraneo erano associati alla divinità del fuoco sull'Etna e ai vulcani delle isole di Vulcano e Santorini. Si credeva che i Ciclopi lavorassero nelle officine sotterranee.

Aristotele li considerava il risultato dell'azione dell'aria compressa nei vuoti della Terra. Empedocle credeva che la causa dell'azione dei vulcani fosse il materiale fuso nelle profondità della Terra. Nel XVIII secolo è emersa l'ipotesi che all'interno della Terra esista uno strato termico e, a seguito di fenomeni di piegatura, questo materiale riscaldato viene talvolta portato in superficie. Nel 20° secolo, il materiale fattuale viene prima accumulato e poi nascono le idee. Sono diventati più produttivi dall'emergere della teoria della tettonica a placche litosferiche. Studi satellitari hanno dimostrato che il vulcanismo è un fenomeno cosmico: tracce di vulcanismo sono state trovate sulla superficie della Luna e di Venere, e vulcani attivi sono stati trovati sulla superficie della luna di Giove Io.

È anche importante considerare il vulcanismo dal punto di vista dell'impatto globale sull'involucro geografico nel processo della sua evoluzione.

Lo scopo del lavoro è studiare i processi di vulcanismo sulla Terra e le sue conseguenze geografiche.

In conformità con l'obiettivo, nel lavoro vengono risolti i seguenti compiti:

1) Vengono date le definizioni: vulcanismo, vulcano, struttura del vulcano, tipi di eruzioni vulcaniche;

2) Si stanno studiando le principali cinture vulcaniche della Terra;

3) Si stanno studiando i fenomeni post-vulcanici;

4) Si caratterizza il ruolo del vulcanismo nella trasformazione del rilievo e del clima della Terra.

Il lavoro ha utilizzato materiali didattici, pubblicazioni scientifiche, risorse Internet.

CAPITOLO 1. CONCETTI GENERALI SUL VULCANISMO

1.1 Il concetto del processo di vulcanismo

Un vulcano è un luogo in cui il magma o il fango affiorano in superficie da uno sfiato. Inoltre, è possibile che il magma erutti lungo fessure e che i gas fuoriescano dopo un'eruzione all'esterno del vulcano. Un vulcano è anche chiamato una forma di rilievo sorto durante l'accumulo di materiale vulcanico.

Il vulcanismo è un insieme di processi associati alla comparsa del magma sulla superficie della Terra. Se il magma appare in superficie, si tratta di un'eruzione effusiva e se rimane in profondità, si tratta di un processo intrusivo.

Se le fusioni magmatiche sono esplose in superficie, si sono verificate eruzioni vulcaniche, che erano per lo più di natura calma. Questo tipo di magmatismo è detto effusivo.

Spesso le eruzioni vulcaniche sono di natura esplosiva, in cui il magma non erutta, ma esplode e i prodotti di fusione raffreddati, comprese le goccioline congelate di vetro vulcanico, cadono sulla superficie terrestre. Tali eruzioni sono chiamate esplosive.

Il magma è una fusione di silicati situata nelle zone profonde di una sfera o di un mantello. Si forma a determinate pressioni e temperature e, dal punto di vista chimico, è un fuso che contiene silice (Si), ossigeno (O 2) e sostanze volatili presenti sotto forma di gas (bolle) o soluzione e fuso.

La viscosità dei magmi dipende dalla composizione, pressione, temperatura, saturazione di gas e umidità.

Secondo la composizione, si distinguono 4 gruppi di magmi: acido, basico, alcalino e alcalino terroso.

In base alla profondità di formazione si distinguono 3 tipi di magmi: piromagma (fondente profondo ricco di gas con T ~ 1200°C, molto mobile, velocità su pendii fino a 60 km/h), ipomagma (a grande P, poco saturo e inattivo, T = 800-1000 °С, di norma acido), epimagma (degassato e non eruttato).

La generazione di magma è una conseguenza dello scioglimento frazionato delle rocce del mantello sotto l'influenza dell'apporto di calore, della decompattazione e dell'aumento del contenuto di acqua in alcune zone del mantello superiore (l'acqua può ridurre lo scioglimento). Ciò si verifica: 1) nei rift, 2) nelle zone di subduzione, 3) sopra i punti caldi, 4) nelle zone di faglia trasformata.

I tipi di magma determinano la natura dell'eruzione. È necessario distinguere tra magmi primari e secondari. Quelli primari si verificano a diverse profondità della crosta terrestre e del mantello superiore e, di norma, hanno una composizione omogenea. Tuttavia, spostandosi nei livelli superiori della crosta terrestre, dove le condizioni termodinamiche sono diverse, i magmi primari mutano la loro composizione trasformandosi in secondari e formando diverse serie magmatiche. Questo processo è chiamato differenziazione magmatica.

Se una fusione magmatica liquida raggiunge la superficie terrestre, erutta. La natura dell'eruzione è determinata da: la composizione del fuso; temperatura; pressione; la concentrazione di componenti volatili; saturazione dell'acqua Una delle cause più importanti delle eruzioni del magma è il suo degassamento, sono i gas contenuti nel fuso che fungono da "motore" che provoca l'eruzione.

1.2 Struttura dei vulcani

Le camere magmatiche sotto i vulcani hanno solitamente una pianta approssimativamente circolare, ma non è sempre possibile determinare se la loro forma tridimensionale si avvicini a quella sferica o sia allungata e appiattita. Alcuni vulcani attivi sono stati intensamente studiati utilizzando sismometri per determinare le fonti di vibrazione causate dal movimento di magma o bolle di gas, nonché per misurare la decelerazione delle onde sismiche generate artificialmente che attraversano la camera magmatica. In alcuni casi è stata accertata l'esistenza di più camere magmatiche a diverse profondità.

Nei vulcani di forma classica (una montagna a forma di cono), la camera magmatica più vicina alla superficie è solitamente associata a un passaggio cilindrico verticale (da diversi metri a decine di metri di diametro), chiamato canale di alimentazione. Il magma eruttato da vulcani di questa forma di solito ha una composizione basaltica o andesitica. Il punto in cui il canale di alimentazione raggiunge la superficie è chiamato sfiato e di solito si trova sul fondo di una depressione in cima a un vulcano chiamato cratere. I crateri vulcanici sono il risultato di una combinazione di diversi processi. Una potente eruzione può espandere la bocca e trasformarla in un cratere a causa dello schiacciamento e dell'espulsione delle rocce circostanti, e il fondo del cratere può affondare a causa dei vuoti lasciati dall'eruzione e dalla fuoriuscita di magma. Inoltre, l'altezza dei bordi del cratere può aumentare a causa dell'accumulo di materiale espulso durante le eruzioni esplosive. Le bocche vulcaniche non sono sempre esposte al cielo, ma sono spesso bloccate da detriti o lava solidificata, o nascoste sotto le acque del lago o l'acqua piovana accumulata.

Una grande camera magmatica poco profonda contenente magma riolitico è spesso collegata alla superficie da una faglia anulare piuttosto che da un condotto cilindrico. Tale faglia consente alle rocce sovrastanti di spostarsi verso l'alto o verso il basso, a seconda della variazione del volume del magma all'interno della camera. Una depressione formata a seguito di una diminuzione del volume del magma sottostante (ad esempio, dopo un'eruzione), i vulcanologi chiamano caldera. Lo stesso termine è usato per qualsiasi cratere vulcanico di diametro superiore a 1 km, poiché crateri di queste dimensioni si formano più per cedimento della superficie terrestre che per espulsione esplosiva di rocce.

Riso. 1.1. La struttura del vulcano 1 - bomba vulcanica; 2 - vulcano canonico; 3 - strato di cenere e lava; 4 - diga; 5 - la bocca del vulcano; 6 - forza; 7 – camera magmatica; 8 - vulcano a scudo.

1.3 Tipi di eruzioni vulcaniche

vulcanismo clima sollievo magma

I prodotti vulcanici liquidi, solidi e gassosi, così come le forme delle strutture vulcaniche, si formano a seguito di eruzioni di vario tipo, a causa della composizione chimica del magma, della sua saturazione gassosa, della temperatura e della viscosità. Esistono diverse classificazioni delle eruzioni vulcaniche, tra queste ci sono tipi comuni per tutti.

Il tipo hawaiano di eruzioni è caratterizzato da espulsioni di lava basaltica molto liquida e altamente mobile, che formano enormi vulcani a scudo piatto (Fig. 1.2.). Il materiale piroclastico è praticamente assente, spesso si formano laghi di lava che, zampillando fino ad un'altezza di centinaia di metri, espellono pezzi di lava liquida come torte, creando pozzi e coni di spruzzi. Colate laviche di piccolo spessore si estendono per decine di chilometri.

A volte i cambiamenti si verificano lungo le faglie in una serie di piccoli coni (Figura 1.3).

Riso. 1.2. Eruzione di lava basaltica liquida. Vulcano Kilauea

Tipo stromboliano(dal vulcano Stromboli nelle Isole Eolie a nord della Sicilia) le eruzioni sono associate a lava basica più viscosa, che viene espulsa dalla bocca da esplosioni di forza diversa, formando flussi relativamente brevi e più potenti (Fig. 1.3).

Riso. 1.3. Eruzione di tipo stromboliano

Le esplosioni formano coni di scorie e pennacchi di bombe vulcaniche contorte. Il vulcano Stromboli emette regolarmente in aria una "carica" ​​di bombe e pezzi di scorie incandescenti.

tipo pliniano(vulcanico, vesuviano) prende il nome dallo scienziato romano Plinio il Vecchio, morto durante l'eruzione del Vesuvio nel 79 d.C. (3 grandi città furono distrutte: Ercolano, Stabia e Pompei). tratto caratteristico eruzioni di questo tipo sono esplosioni potenti, spesso improvvise, accompagnate da emissioni di enormi quantità di tefra, formando colate di cenere e pomice. Fu sotto la tefra ad alta temperatura che fu sepolta Pompei Stabia, ed Ercolano fu disseminata di colate di fango-pietra - lahar. Come risultato di potenti esplosioni, la camera magmatica vicina alla superficie svuotò la parte sommitale del Vesuvio, collassò e formò una caldera, nella quale, 100 anni dopo, crebbe un nuovo cono vulcanico: il moderno Vesuvio. Le eruzioni pliniane sono molto pericolose e si verificano all'improvviso, spesso senza alcuna preparazione preventiva. Allo stesso tipo appartiene la grandiosa esplosione del vulcano Krakatoa nel 1883 nello stretto della Sonda tra le isole di Sumatra e Giava, il cui suono è stato udito a una distanza fino a 5000 km, la cenere vulcanica ha raggiunto quasi 100 km di altezza. L'eruzione è stata accompagnata dall'emergere di enormi onde (25-40 m) nell'oceano dello tsunami, in cui sono morte circa 40mila persone nelle zone costiere. Una gigantesca caldera si è formata sul sito del gruppo di isole Krakatau.

TIFROLOV
Le rocce vulcaniche sono il prodotto di un processo profondo: il vulcanismo. Secondo la definizione del famoso vulcanologo A. Jaggar, il vulcanismo è un insieme di fenomeni che si verificano nella crosta terrestre e sotto di essa, portando a uno sfondamento di masse fuse attraverso la crosta solida. Il vulcanismo è associato al flusso di gas profondi caldi - fluidi dalle viscere della Terra. I fluidi contribuiscono alla decompattazione e all'innalzamento locale della materia profonda, che, a seguito di una diminuzione della pressione (decompressione), inizia a sciogliersi parzialmente, formando diapiri profondi - fonti di fusioni magmatiche. A seconda dell'intensità del riscaldamento, la formazione di fusioni avviene a diversi livelli del mantello e della crosta terrestre, a partire da profondità di 300 - 400 km.

La vulcanologia è la scienza dei vulcani e dei loro prodotti (rocce vulcaniche), le cause del vulcanismo dovuto a processi geodinamici, tettonici e fisico-chimici che avvengono nelle viscere della Terra. Oltre alle vere e proprie scienze geologiche: geologia storica, geotettonica, petrografia, mineralogia, litologia, geochimica e geofisica, la vulcanologia utilizza i dati della geografia, della geomorfologia, della chimica fisica e in parte dell'astronomia, poiché il vulcanismo è un fenomeno planetario. Essendo prodotti di processi profondi (endogeni), influenzano i vulcani che si formano sulla superficie terrestre ambiente, atmosfera e idrosfera, formazione delle precipitazioni. La vulcanologia, per così dire, focalizza i problemi che collegano i processi di energia interna ed esterna della Terra.

La classificazione generale di tutte le rocce ignee, comprese quelle vulcaniche, si basa sulla loro composizione chimica e, prima di tutto, sul contenuto e sul rapporto tra silice e alcali nelle rocce (Fig. 1). In base al contenuto di silice, l'ossido più comune nelle rocce ignee, queste ultime sono suddivise in quattro gruppi: ultrabasico (30 - 44% SiO2), basico (44 - 53%), medio (53 - 64%), acido ( 64-78%). Un'altra caratteristica importante della classificazione è l'alcalinità delle rocce, che è stimata dalla somma dei contenuti di Na2O + K2O. Su questa base si distinguono rocce di normale alcalinità e alcaline.

Le più ampiamente distribuite tra le rocce vulcaniche della Terra sono le rocce principali: i basalti, che sono derivati ​​​​della sostanza del mantello e si trovano sia negli oceani che nei continenti. Possono essere paragonati al "sangue" del nostro pianeta, che appare in ogni violazione della crosta terrestre. A seconda della posizione geologica, i basalti differiscono nella composizione. La maggior parte di essi appartiene a rocce di normale alcalinità. Questi sono basalti basso-alcalini (tholeiitici) e calc-alcalini ricchi di calce. Meno comuni sono i basalti alcalini poco saturi di silice. Durante la differenziazione, i magmi basaltici danno origine a una serie di rocce (tholeiitiche, calcalcaline e alcaline), unite per origine da un unico magma, conservando caratteristiche comuni con i magmi basaltici parentali, fino a quelle estremamente acide. Tra le rocce intrusive, i graniti sono le più comuni. Appartengono al gruppo delle rocce siliciche, nella cui formazione la sostanza della crosta terrestre gioca un ruolo significativo. Le rocce di composizione media, che sono rappresentate principalmente da andesiti vulcaniche, sono meno comuni e presenti solo nelle fasce mobili della Terra. Allo stesso tempo, la composizione media della crosta terrestre corrisponde ad andesiti, e non a basalti o graniti, corrispondenti a una miscela di questi ultimi in un rapporto di 2: 1.

COME SI È EVOLUTO IL VULCANISMO NELLA STORIA DELLA TERRA

I primi processi di vulcanismo sono sincroni con la formazione della Terra come pianeta. Con ogni probabilità, già nella fase di accrescimento (la concentrazione di materia planetaria dovuta alle nebulose di polvere di gas e la collisione di detriti cosmici solidi - planetosimi) è avvenuto il suo riscaldamento. Il rilascio di energia dovuto all'accrescimento e alla contrazione gravitazionale si è rivelato sufficiente per il suo scioglimento iniziale, parziale o completo, con la successiva differenziazione della Terra in gusci. Poco dopo, a queste fonti di riscaldamento si aggiunse il rilascio di calore da parte di elementi radioattivi. La concentrazione della massa ferro-pietrosa della Terra, così come su altri pianeti sistema solare, è stato accompagnato dalla separazione di un guscio gassoso, prevalentemente idrogeno, che in seguito ha perso durante il periodo di massima attività solare, a differenza dei grandi e lontani pianeti del gruppo di Giove. Ciò è evidenziato dall'impoverimento del moderno atmosfera terrestre rari gas inerti: neon e xeno rispetto alla materia cosmica.

Secondo A.A. Marakushev, la differenziazione della massa ferro-pietrosa della Terra, simile nella composizione ai meteoriti - condriti e completamente sciolta sotto l'alta pressione di un guscio di gas idrogeno, ha portato ad un'alta concentrazione di fluidi essenzialmente idrogeno (componenti volatili nello stato supercritico) nel nucleo metallico (ferro-nichel) che ha cominciato a separarsi. Così, la Terra ha acquisito una grande riserva di liquidi nelle sue viscere, che ha determinato la sua successiva, unica nella sua durata, rispetto ad altri pianeti, attività endogena. Man mano che la Terra si consolidava nella direzione dai suoi gusci esterni al centro, la pressione del fluido interno aumentava e si verificava un periodico degassamento, accompagnato dalla formazione di fusioni magmatiche che venivano in superficie quando la crosta ghiacciata si rompeva. Pertanto, il primo vulcanismo, caratterizzato da una natura esplosiva e altamente esplosiva, era associato all'inizio del raffreddamento della Terra ed era accompagnato dalla formazione dell'atmosfera. Secondo altre idee, l'atmosfera primaria, formata nella fase di accrescimento, è stata successivamente preservata, evolvendosi gradualmente nella sua composizione. In un modo o nell'altro, circa 3,8 - 3,9 miliardi di anni fa, quando la temperatura sulla superficie terrestre e nelle parti adiacenti dell'atmosfera scese al di sotto del punto di ebollizione dell'acqua, si formò l'idrosfera. La presenza dell'atmosfera e dell'idrosfera ha reso possibile l'ulteriore sviluppo della vita sulla Terra. Inizialmente l'atmosfera era povera di ossigeno fino alla comparsa delle più semplici forme di vita che lo producevano, cosa che avvenne circa 3 miliardi di anni fa (Fig. 2).

La composizione delle prime rocce vulcaniche della Terra, ora completamente rielaborate da processi successivi, può essere giudicata confrontandola con altri pianeti terrestri, in particolare con il nostro satellite relativamente ben studiato, la Luna. La Luna è un pianeta di sviluppo più primitivo, che ha esaurito precocemente le sue riserve di fluidi e, di conseguenza, ha perso la sua attività endogena. Attualmente è un pianeta "morto". L'assenza di un nucleo metallico in esso indica che i processi della sua differenziazione in gusci si sono fermati presto e un campo magnetico trascurabilmente debole indica la completa solidificazione del suo interno. Allo stesso tempo, la presenza di fluidi nelle prime fasi dello sviluppo della Luna è evidenziata dalle bolle di gas nelle rocce vulcaniche lunari, costituite principalmente da idrogeno, che indica la loro elevata riduzione.

Le rocce lunari più antiche e attualmente conosciute, sviluppate sulla superficie della crosta lunare nei cosiddetti continenti lunari, hanno un'età di 4,4 - 4,6 miliardi di anni, che è vicina all'età stimata della formazione della Terra . Sono cristallizzati a bassa profondità o in superficie, ricchi di feldspato ad alto contenuto di calcio - anortite - rocce basiche di colore chiaro, comunemente chiamate anortositi. Le rocce dei continenti lunari sono state sottoposte ad un intenso bombardamento meteoritico con formazione di frammenti, parzialmente fusi e mescolati a materia meteoritica. Di conseguenza si sono formati numerosi crateri da impatto coesistenti con crateri di origine vulcanica. Si presume che le parti inferiori della crosta lunare siano composte da rocce di una composizione più basica, a basso contenuto di silice, vicine a meteoriti pietrosi, e che le anortositi siano direttamente ricoperte da anorthite gabbro (eucriti). Sulla Terra, l'associazione di anortositi ed eucriti è nota nelle cosiddette intrusioni mafiche stratificate ed è il risultato della differenziazione del magma basaltico. Poiché le leggi fisiche e chimiche che determinano la differenziazione sono le stesse in tutto l'Universo, è logico supporre che sulla Luna si sia formata la più antica crosta di meteoriti lunari a seguito di uno scioglimento precoce e successiva differenziazione del fuso magmatico che ha formato il guscio superiore della Luna sotto forma del cosiddetto "oceano lunare di magma". Le differenze nei processi di differenziazione dei magmi lunari da quelli terrestri risiedono nel fatto che sulla Luna raggiunge estremamente raramente la formazione di rocce felsiche ad alto contenuto di silice.

Successivamente, sulla Luna si formarono grandi depressioni, chiamate mari lunari, piene di basalti più giovani (3,2 - 4 miliardi di anni). Nel complesso, questi basalti sono vicini nella composizione ai basalti della Terra. Si distinguono per un basso contenuto di alcali, in particolare di sodio, e l'assenza di ossidi di ferro e minerali contenenti il ​​gruppo ossidrilico OH, che conferma la perdita di componenti volatili per fusione e l'ambiente riducente del vulcanismo. Le rocce prive di feldspato conosciute sulla Luna - pirosseniti e duniti, probabilmente compongono il mantello lunare, essendo un residuo della fusione delle rocce basaltiche (la cosiddetta restite), o la loro pesante differenziazione (cumulata). La prima crosta di Marte e Mercurio è simile alla crosta craterizzata dei continenti lunari. Su Marte, inoltre, il successivo vulcanismo basaltico è ampiamente sviluppato. C'è anche una crosta basaltica su Venere, ma i dati su questo pianeta sono ancora molto limitati.

L'utilizzo di dati di planetologia comparata ci permette di affermare che la formazione della crosta primordiale dei pianeti terrestri è avvenuta a seguito della cristallizzazione di fusioni magmatiche che hanno subito una maggiore o minore differenziazione. Il cracking di questa protocrosta ghiacciata con la formazione di depressioni è stato successivamente accompagnato da vulcanismo basaltico.

A differenza di altri pianeti, la Terra non aveva la prima crosta. Più o meno attendibilmente, la storia del vulcanismo terrestre può essere tracciata solo dal primo Archeano. Le date di età più antiche conosciute appartengono agli gneiss archeani (3,8 - 4 miliardi di anni) e ai grani del minerale zircone (4,2 - 4,3 miliardi di anni) nelle quarziti metamorfosate. Queste date sono 0,5 miliardi di anni più giovani della formazione della Terra. Si può presumere che per tutto questo tempo la Terra si sia sviluppata in modo simile ad altri pianeti del gruppo terrestre. Da circa 4 miliardi di anni fa si è formata sulla Terra una protocrosta continentale, costituita da gneiss, prevalentemente di origine ignea, diversi dai graniti per il minor contenuto di silice e potassio e chiamati "gneiss grigi" o dall'associazione TTG, dal nome delle tre principali rocce ignee corrispondenti alla composizione di questi gneiss: tonaliti, trondhjemiti e granodioriti, successivamente soggette ad intenso metamorfismo. Tuttavia, gli "gneiss grigi" difficilmente rappresentavano la crosta primaria della Terra. Non si sa nemmeno quanto fossero diffusi. Contrariamente alle rocce molto meno silicatiche dei continenti lunari (anortositi), volumi così grandi di rocce felsiche non possono essere ottenuti mediante differenziazione dei basalti. La formazione di "gneiss grigi" di origine ignea è teoricamente possibile solo durante la rifusione di rocce di composizione basalto o komatite-basalto, che per la loro gravità sono sprofondate nei livelli profondi del pianeta. Arriviamo così alla conclusione sulla composizione basaltica della crosta, che è anteriore al "gneiss grigio" a noi noto. La presenza di una crosta basaltica primitiva è confermata da ritrovamenti in gneiss "grigi" archeani di blocchi mafici metamorfosati più antichi. Non è noto se il magma genitore dei basalti che formavano la prima crosta terrestre abbia subito una differenziazione per formare anortositi di tipo lunare, sebbene ciò sia teoricamente del tutto possibile. L'intensa differenziazione multistadio della materia planetaria, che ha portato alla formazione di rocce granitoidi acide, è diventata possibile grazie al regime idrico stabilito sulla Terra a causa della grande riserva di fluido al suo interno. L'acqua favorisce la differenziazione ed è molto importante per la formazione di rocce acide.

Così, durante il periodo più antico (Katarchiano) e Archeano, principalmente a seguito di processi di magmatismo, a cui si unì la sedimentazione dopo la formazione dell'idrosfera, si formò la crosta terrestre. Ha iniziato a essere lavorato intensamente dai prodotti del degassamento attivo della Terra primordiale con l'aggiunta di silice e alcali. Il degassamento era dovuto alla formazione del solido nucleo interno della Terra. Ha provocato i processi di metamorfismo fino allo scioglimento con una generale acidificazione della composizione della crosta. Quindi, già nell'Archeano, la Terra aveva tutti i gusci duri insiti in essa: la crosta, il mantello e il nucleo.

Le crescenti differenze nel grado di permeabilità della crosta e del mantello superiore, dovute a differenze nei loro regimi termici e geodinamici, hanno portato all'eterogeneità della composizione della crosta e alla formazione delle sue diverse tipologie. Nelle aree di compressione, dove era difficile il degassamento e la risalita in superficie dei fusi emergenti, questi ultimi sperimentarono un'intensa differenziazione e le rocce vulcaniche di base precedentemente formate, essendo compattate, sprofondarono in profondità e furono rifuse. Si formò una crosta protocontinentale a due strati, che aveva una composizione contrastante: la sua parte superiore era composta principalmente da rocce vulcaniche acide e intrusive, trasformate dai processi metamorfici in gneiss e granuliti, la parte inferiore era composta da rocce basiche, basalti, komatiti e gabbroidi. Tale crosta era caratteristica dei protocontinenti. Nelle aree di estensione si è formata la crosta proto-oceanica, a composizione prevalentemente basaltica. Lungo le fratture della crosta protocontinentale e nelle zone della sua giunzione con il protooceanico si sono formate le prime cinture mobili della Terra (protogeosincline), caratterizzate da una maggiore attività endogena. Già allora avevano una struttura complessa e consistevano in zone sollevate meno mobili che avevano subito un intenso metamorfismo ad alta temperatura e zone di intensa estensione e subsidenza. Queste ultime erano chiamate cinture di pietra verde, poiché le rocce che le componevano acquisite colore verde come risultato di processi di metamorfismo a bassa temperatura. L'impostazione estensionale delle prime fasi della formazione delle cinture mobili è stata sostituita con l'impostazione compressiva prevalente nel corso dell'evoluzione, che ha portato alla comparsa di rocce felsiche e delle prime rocce della serie calc-alcalina con andesiti (vedi Fig. 1). Le fasce mobili, che avevano completato il loro sviluppo, si attaccarono alle aree di sviluppo della crosta continentale e ne aumentarono l'area. Secondo i concetti moderni, dal 60 all'85% della moderna crosta continentale si è formata nell'Archeano e il suo spessore era vicino al moderno, cioè era di circa 35-40 km.

A cavallo tra l'Archeano e il Proterozoico (2700 - 2500 milioni di anni) iniziò una nuova fase nello sviluppo del vulcanismo sulla Terra. I processi di fusione divennero possibili nella spessa crosta formata a quel tempo e apparvero rocce più acide. La loro composizione è cambiata in modo significativo, principalmente a causa di un aumento del contenuto di silice e potassio. I veri graniti di potassio, che venivano fusi dalla corteccia, erano ampiamente usati. L'intensa differenziazione dei fusi basaltici del mantello sotto l'azione dei fluidi nelle cinture mobili, accompagnata dall'interazione con il materiale crostale, ha portato ad un aumento del volume delle andesiti (vedi Fig. 1). Pertanto, oltre al vulcanismo del mantello, il vulcanismo crostale e misto mantello-crosta divenne sempre più importante. Allo stesso tempo, a causa dell'indebolimento dei processi di degassamento della Terra e del flusso di calore ad essi associato, si sono verificati gradi di fusione così elevati nel mantello, che potrebbero portare alla formazione di fusioni di komatite ultrabasiche (vedi Fig. 1) , si è rivelato impossibile e, se si sono verificati, raramente sono saliti in superficie a causa della loro alta densità rispetto alla crosta terrestre. Hanno subito una differenziazione in camere intermedie ei loro derivati, basalti meno densi, sono caduti in superficie. Anche i processi di metamorfismo e granitizzazione ad alta temperatura sono diventati meno intensi, che hanno acquisito un carattere non areale, ma locale. Con ogni probabilità, in quel momento si formarono finalmente due tipi di crosta terrestre (Fig. 3), corrispondenti ai continenti e agli oceani. Tuttavia, il tempo di formazione degli oceani non è stato ancora definitivamente determinato.

Nella fase successiva dello sviluppo della Terra, iniziata 570 milioni di anni fa e chiamata Fanerozoico, si svilupparono ulteriormente quelle tendenze apparse nel Proterozoico. Il vulcanismo sta diventando sempre più diversificato, acquisendo chiare distinzioni nei segmenti oceanici e continentali. Nelle zone di estensione negli oceani (creste di rift medio-oceaniche), i basalti tholeiitici eruttano e in zone di estensione simili sui continenti (rift continentali), sono uniti e spesso dominati da rocce vulcaniche alcaline. Le fasce mobili della Terra, dette geosinclinali, sono magmaticamente attive per decine e centinaia di milioni di anni, a partire dal primo vulcanismo tholeiite-basalto, che insieme alle rocce intrusive ultrabasiche formano associazioni di ofioliti in condizioni estensionali. Successivamente, quando l'estensione si trasforma in compressione, lasciano il posto al vulcanismo andesitico basaltico-riolitico contrastante e calco-alcalino, che fiorì nel Fanerozoico. Dopo il piegamento, la formazione dei graniti e l'orogenesi (crescita delle montagne), il vulcanismo nelle fasce mobili diventa alcalino. Tale vulcanismo di solito termina la loro attività endogena.

L'evoluzione del vulcanismo nelle fasce mobili del Fanerozoico ripete quella nello sviluppo della Terra: da basalti omogenei e associazioni contrastanti di basalto-riolite che prevalevano nell'Archeano, all'acidità silicica continua con grandi volumi di andesiti e, infine, alle associazioni alcaline , che sono praticamente assenti nell'Archeano. Questa evoluzione, sia nelle singole fasce che sulla Terra nel suo insieme, riflette una generale diminuzione della permeabilità e un aumento della rigidità della crosta terrestre, che determina un maggior grado di differenziazione dei fusi magmatici del mantello e la loro interazione con il materiale di crosta terrestre, un approfondimento del livello di formazione del magma e una diminuzione del grado di fusione. Quanto sopra è connesso al cambiamento dei parametri interni del pianeta, in particolare alla diminuzione generale del flusso di calore globale dal suo interno, che si stima sia 3-4 volte inferiore rispetto alle prime fasi dello sviluppo della Terra. Corrispondentemente diminuiscono anche i flussi ascensionali locali di fluidi derivanti dal degassamento periodico del sottosuolo. Sono loro che provocano il riscaldamento delle singole aree (fasce mobili, spaccature, ecc.) e la loro attività magmatica. Questi flussi si formano in connessione con l'accumulo di componenti leggeri sul fronte di cristallizzazione del nucleo liquido esterno in sporgenze-trappole separate che galleggiano verso l'alto, formando getti convettivi.

L'attività endogena è periodica. Ha causato la presenza di grandi pulsazioni della Terra con predominanza alternata di magmatismo basico e ultrabasico, estensione fissa e vulcanismo calc-alcalino, formazione di granito e metamorfismo, fissando la predominanza della compressione. Questa periodicità determina la presenza di cicli magmatici e tettonici, che, per così dire, si sovrappongono allo sviluppo irreversibile della Terra.

DOVE AVVENGONO GLI EVENTI VULCANICI NEL CENOSIOICO?

Le strutture geologiche in cui si formano le rocce vulcaniche nella fase più giovane, Cenozoica, dello sviluppo della Terra, iniziata 67 milioni di anni fa, si trovano sia all'interno dei segmenti oceanico che continentale della Terra. I primi comprendono dorsali oceaniche e numerosi vulcani sul fondo dell'oceano, il più grande dei quali forma isole oceaniche (Islanda, Hawaii, ecc.). Tutti sono caratterizzati da un ambiente ad alta permeabilità della crosta terrestre (Fig. 4). Nei continenti, in un ambiente simile, eruttano vulcani associati a zone di grande estensione - fratture continentali (Africa orientale, Baikal, ecc.). In condizioni di compressione predominante, il vulcanismo si verifica nelle strutture montuose, che sono cinture mobili intracontinentali attualmente attive (Caucaso, Carpazi, ecc.). Particolari sono le fasce mobili ai margini dei continenti (i cosiddetti margini attivi). Si sviluppano principalmente lungo la periferia dell'Oceano Pacifico, e nel suo margine occidentale, come nelle antiche cinture mobili, combinano zone di compressione predominante - archi insulari (Kurilo-Kamchatka, Tonga, Aleutian, ecc.) e zone di intensa estensione - mari marginali posteriori (giapponese, filippino, corallo, ecc.). Nelle fasce mobili del margine orientale dell'Oceano Pacifico l'estensione è meno significativa. Ai margini del continente americano ci sono catene montuose (Ande, Cordillera), che sono analoghi degli archi insulari, nella parte posteriore dei quali ci sono depressioni continentali - analoghi dei mari marginali, dove prevale la situazione di allungamento. In condizioni di alta permeabilità, come sempre nella storia della Terra, i fusi del mantello eruttano, e nelle strutture oceaniche hanno un'alcalinità prevalentemente normale, mentre nelle strutture continentali sono aumentate e alte. Negli ambienti di compressione predominante sulla crosta continentale, oltre alle rocce di mantello, sono diffuse rocce di origine mista mantello-crostale (andesiti) e crostale (alcuni vulcanici felsici e graniti) (Fig. 5).

Se prendiamo in considerazione le caratteristiche della fase moderna dello sviluppo della Terra, che includono l'elevata intensità del processo di formazione degli oceani e lo sviluppo diffuso delle zone di spaccatura nei continenti, diventa chiaro che nella fase di sviluppo del Cenozoico predomina l'estensione e, di conseguenza, il mantello associato, principalmente vulcanismo basaltico, è diffuso, particolarmente intenso negli oceani.

COME IL VULCANISMO STA TRASFORMANDO LA CROSTA TERRESTRE

Già all'inizio del secolo scorso si notò che le rocce formano associazioni che si ripetono regolarmente, chiamate formazioni geologiche, più strettamente correlate alle strutture geologiche rispetto alle singole rocce. Le file di formazioni che si sostituiscono nel tempo sono chiamate temporanee e quelle che si sostituiscono nello spazio sono chiamate file di formazioni laterali. Insieme, consentono di decifrare le principali tappe dello sviluppo delle strutture geologiche e sono indicatori importanti nel ripristino degli assetti geologici del passato. Le formazioni vulcaniche, comprese le rocce vulcaniche, i prodotti del loro lavaggio e rideposizione, e spesso le rocce sedimentarie, sono più convenienti da utilizzare per questi scopi rispetto a quelle intrusive, poiché sono membri di sezioni stratificate, il che consente di determinare con precisione il tempo della loro formazione.

Esistono due tipi di serie di formazioni vulcanogeniche. Il primo, chiamato omodromo, inizia con rocce basiche - basalti, lasciando il posto a formazioni con volumi gradualmente crescenti di rocce medie e acide. La seconda serie è antidromica, iniziando con formazioni di composizione prevalentemente felsica con un aumento del ruolo del vulcanismo di base verso la fine della serie. Il primo, quindi, è associato al vulcanismo del mantello e all'elevata permeabilità della crosta, e solo quando la permeabilità diminuisce e la crosta viene riscaldata dal calore profondo, quest'ultima inizia a partecipare alla formazione del magma. La serie antidromica è caratteristica delle strutture geologiche con crosta continentale spessa e scarsamente permeabile, quando la penetrazione diretta del mantello si scioglie in superficie è difficile. Interagiscono con il materiale della crosta terrestre tanto più intensamente quanto più si riscalda. Le formazioni di basalto compaiono solo più tardi, quando la crosta si spacca sotto la pressione dei magmi del mantello.

Le serie omodromiche di formazioni vulcaniche sono caratteristiche degli oceani e delle cinture mobili geosinclinali e riflettono, rispettivamente, la formazione della crosta oceanica e continentale. Le serie antidromiche sono caratteristiche delle strutture che si depositano sulla crosta continentale riscaldata dopo il precedente ciclo di magmatismo. Esempi tipici sono i mari marginali ei rift continentali che compaiono immediatamente dopo l'orogenesi (rift epiorogenici). Dall'inizio dei cicli magmatici compaiono in essi rocce mantello-crostali e crostali di composizione intermedia e acida, che lasciano il posto a quelle basiche man mano che la crosta continentale viene distrutta (distruzione). Se questo processo va abbastanza lontano, come, ad esempio, in mari marginali, quindi la crosta continentale, a seguito di un complesso insieme di processi, tra cui l'estensione, viene sostituita da quella oceanica.

I processi di trasformazione della crosta in fasce mobili a lungo sviluppo di tipo geosinclinale, molto eterogenee nelle loro strutture, sono i più diversi e multidirezionali. Contengono strutture sia con un regime di estensione che con un regime di compressione e il tipo di trasformazione crostale dipende dalla predominanza di determinati processi. Tuttavia, di regola, dominano i processi di formazione di una nuova crosta continentale, che si attacca a quella precedentemente formata, aumentandone l'area. Ma questo non sempre accade, poiché, nonostante le vaste aree occupate da cinture mobili di epoche diverse, la stragrande maggioranza della crosta continentale è di età archeana. Di conseguenza, anche all'interno delle fasce mobili è avvenuta la distruzione della crosta continentale già formata. Ciò è evidenziato anche dal taglio delle strutture dei margini dei continenti da parte della crosta oceanica.

Il vulcanismo riflette l'evoluzione della Terra durante la sua storia geologica. L'irreversibilità dello sviluppo della Terra si esprime nella scomparsa o nella forte diminuzione del volume di alcuni tipi di rocce (ad esempio le comatiti) insieme all'apparizione o all'aumento del volume di altre (ad esempio le rocce alcaline). La tendenza generale dell'evoluzione indica una graduale attenuazione dell'attività profonda (endogena) della Terra e un aumento dei processi di elaborazione della crosta continentale durante la formazione del magma.

Il vulcanismo è un indicatore delle condizioni geodinamiche di estensione e compressione prevalenti che esistono sulla Terra. Typomorphic per il primo è il vulcanismo del mantello, per il secondo, mantello-crostale e crostale.

Il vulcanismo riflette la presenza della ciclicità sullo sfondo dello sviluppo generale irreversibile della Terra. La ciclicità determina la ripetibilità delle serie di formazione in una presa separata e in tempi diversi, ma lo stesso tipo di strutture geologiche.

L'evoluzione del vulcanismo nelle geostrutture della Terra è un indicatore della formazione della crosta terrestre e della sua distruzione (distruzione). Questi due processi trasformano continuamente la crosta terrestre, effettuando lo scambio di materia tra i solidi gusci della terra: la crosta e il mantello.

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Tatyana Ivanovna Frolova - Professore del Dipartimento di Petrologia, Facoltà di Geologia, Lomonosov Moscow State University MV Lomonosov, professore onorato dell'Università statale di Mosca, membro a pieno titolo dell'Accademia di scienze naturali (RANS) e dell'Accademia internazionale delle scienze dell'istruzione superiore; specialista nel campo del vulcanismo delle fasce mobili della Terra - antico (Urali) e moderno (margine attivo del Pacifico occidentale); autore di monografie: "Vulcanismo geosinclinale" (1977), "Origine delle serie vulcaniche degli archi insulari" (1987), "Magmatismo e trasformazione della crosta terrestre dei margini attivi" (1989), ecc.

IL VULCANISMO SULLA TERRA E LE SUE CONSEGUENZE GEOGRAFICHE

Il lavoro del corso è stato completato da uno studente del 1 ° anno del 1 ° gruppo Bobkov Stepan

Ministero dell'Istruzione della Repubblica di Bielorussia

Università statale bielorussa

Facoltà di Geografia

Dipartimento di Geografia Generale

ANNOTAZIONE

Vulcanismo, tipi di eruzioni vulcaniche, composizione delle lave, processo effusivo, estrusivo.

I tipi sono allo studio: vulcani, eruzioni vulcaniche. La loro distribuzione geografica è considerata. Il ruolo del vulcanismo nella formazione della superficie terrestre.

Bibliografia 5 titoli, Fig. 3, p.21

ANATAZIA

Babkov S.U. Vulcanismo sulla terra e reperti geografici yago (lavoro in corsivo).-Mn., 2003.-21s.

Vulcanismo, tipi di estrusione vulcanica, lave naturali, processi effusivi, estrusivi.

Pravodzіtstsa dasledvanne typaў: vulcanico, vulcanico vyarzhennyaў razglyadetstsa nella dimensione geografica della cavalleria. Il ruolo del vulcanismo nella preparazione farmaceutica della superficie terrestre.

Bibliyagr.5 titoli, small.3, old.21

Bobkov S.V. Vulcanismo sulla Terra e principale di esso nella sfera della geografia. (articolo del corso).-Minsk, 2003. -21 p.

Vulcanismo, tipi di effusione vulcanica, concorso di lave, effusione, edificio effusivo.

Sono state studiate le punte del vulcano e l'effusione Ruolo del vulcanismo nella formazione della superficie terrestre.

La bibliografia 5 riferimenti, immagini 3, pagine 21.

INTRODUZIONE

L'attività vulcanica, che è uno dei fenomeni naturali più formidabili, porta spesso grandi disastri alle persone e all'economia nazionale. Pertanto, va tenuto presente che sebbene non tutti i vulcani attivi causino disgrazie, tuttavia, ciascuno di essi può essere fonte di eventi negativi in ​​\u200b\u200bun grado o nell'altro, le eruzioni vulcaniche sono di varia intensità, ma solo quelle accompagnate dalla morte sono catastrofiche e valori materiali.

È anche importante considerare il vulcanismo dal punto di vista dell'impatto globale sull'involucro geografico nel processo della sua evoluzione.

L'obiettivo è studiare il vulcanismo come la più importante manifestazione di processi endogeni, distribuzione geografica.

Devi anche seguire:

1) classificazione delle eruzioni.

2) tipi di vulcani.

3) composizione delle lave in eruzione.

4) Le conseguenze dell'attività del vulcanismo per l'involucro geografico.

Io, come autore di questa tesina, desidero attirare l'attenzione di altri su questo tema, per mostrare la natura globale di questo processo, le cause e le conseguenze dell'impatto del vulcanismo sull'involucro geografico. Non è un segreto che ognuno di noi vorrebbe essere vicino ad un vulcano in eruzione, per sentire almeno una volta la propria microscopicità rispetto alle forze naturali della Terra. Inoltre, per ogni geografo, le spedizioni e la ricerca dovrebbero rimanere la principale fonte di conoscenza e non studiare l'intera diversità della Terra solo da libri e immagini.

CAPITOLO 1. CONCETTI GENERALI SUL VULCANISMO.

"Il vulcanismo è un fenomeno dovuto al quale, nel corso della storia geologica, si sono formati i gusci esterni della Terra - la crosta, l'idrosfera e l'atmosfera, cioè l'habitat degli organismi viventi - la biosfera".

Questa opinione è espressa dalla maggior parte dei vulcanologi, ma questa non è affatto l'unica idea sullo sviluppo dell'involucro geografico.

Il vulcanismo copre tutti i fenomeni associati all'eruzione del magma in superficie. Quando il magma è in profondità nella crosta terrestre ad alta pressione, tutti i suoi componenti gassosi rimangono in uno stato disciolto. Man mano che il magma si sposta verso la superficie, la pressione diminuisce, i gas iniziano a essere rilasciati, di conseguenza il magma che si riversa sulla superficie differisce notevolmente da quello originale. Per sottolineare questa differenza, il magma eruttato in superficie è chiamato lava. Il processo di eruzione è chiamato attività eruttiva.

Le eruzioni vulcaniche procedono in modo diverso, a seconda della composizione dei prodotti dell'eruzione. In alcuni casi, le eruzioni procedono silenziosamente, i gas vengono rilasciati senza grandi esplosioni e la lava liquida scorre liberamente in superficie. In altri casi, le eruzioni sono molto violente, accompagnate da potenti esplosioni di gas e spremitura o fuoriuscita di lava relativamente viscosa. Le eruzioni di alcuni vulcani consistono solo in grandiose esplosioni di gas, a seguito delle quali si formano colossali nuvole di gas e vapore acqueo sature di lava, che salgono a grandi altezze.

Secondo i concetti moderni, il vulcanismo è una cosiddetta forma effusiva esterna di magmatismo, un processo associato al movimento del magma dalle viscere della Terra alla sua superficie. A una profondità compresa tra 50 e 350 km, nello spessore del nostro pianeta, si formano sacche di materia fusa - magma. Nelle zone di frantumazione e fratture della crosta terrestre, il magma risale e si riversa in superficie sotto forma di lava (differisce dal magma in quanto non contiene quasi componenti volatili, che, quando la pressione diminuisce, si separano dal magma ed entrare nell'atmosfera.

Nei luoghi di eruzione sorgono coperture laviche, colate, vulcani-montagne, composte da lave e dalle loro particelle polverizzate - piroclasti. In base al contenuto del componente principale - l'ossido di silicio del magma e le rocce vulcaniche da essi formate - i vulcanici sono divisi in ultrabasici (ossido di silicio inferiore al 40%), basici (40-52%), medi (52-65% ), acido (65-75%). Il magma basico o basaltico più comune.

CAPITOLO 2. TIPI DI VULCANI, COMPOSIZIONE DELLA LAVA. CLASSIFICAZIONE SECONDO LA NATURA DELL'ERUZIONE.

La classificazione dei vulcani si basa principalmente sulla natura delle loro eruzioni e sulla struttura degli apparati vulcanici. E la natura dell'eruzione, a sua volta, è determinata dalla composizione della lava, dal grado della sua viscosità e mobilità, dalla temperatura e dalla quantità di gas in essa contenuti. Tre processi si manifestano nelle eruzioni vulcaniche: 1) effusivo: l'effusione della lava e la sua diffusione sulla superficie terrestre; 2) esplosivo (esplosivo) - un'esplosione e il rilascio di una grande quantità di materiale piroclastico (prodotti di eruzione solida); 3) estrusivo: spremere o spremere materia magmatica sulla superficie allo stato liquido o solido. In un certo numero di casi, si osservano transizioni reciproche di questi processi e la loro complessa combinazione tra loro. Di conseguenza, molti vulcani sono caratterizzati da un tipo misto di eruzione: esplosivo-effusivo, effusivo-esplosivo e talvolta un tipo di eruzione viene sostituito da un altro nel tempo. A seconda della natura dell'eruzione, si nota la complessità e la diversità delle strutture vulcaniche e delle forme di occorrenza del materiale vulcanico.

Tra le eruzioni vulcaniche si distinguono: 1) eruzioni di tipo centrale, 2) fessurazioni e 3) areali.

Vulcani di tipo centrale.

Hanno una forma quasi rotonda in pianta e sono rappresentati da coni, scudi e cupole. Nella parte superiore c'è di solito una depressione a forma di scodella o imbuto, chiamata cratere (greco 'crater'-ciotola).Dal cratere nelle profondità della crosta terrestre c'è un canale di rifornimento di magma, o uno sfiato vulcanico , che ha una forma tubolare, lungo la quale il magma da una camera profonda sale in superficie. Tra i vulcani di tipo centrale spiccano quelli poligenici, formatisi a seguito di ripetute eruzioni, e quelli monogenici, che hanno manifestato la loro attività una volta.

vulcani poligenici.

Questi includono la maggior parte dei vulcani conosciuti nel mondo. Non esiste una classificazione unificata e generalmente accettata dei vulcani poligenici. Diversi tipi di eruzioni sono spesso indicati con i nomi di vulcani noti, in cui l'uno o l'altro processo si manifesta in modo più caratteristico.

Effusivi, o lava, vulcani.

Il processo predominante in questi vulcani è l'effusione, ovvero l'effusione della lava in superficie e il suo movimento sotto forma di colate lungo le pendici di una montagna vulcanica. I vulcani delle Isole Hawaii, Samoa, Islanda, ecc. Possono essere citati come esempi di questa natura dell'eruzione.

tipo hawaiano.

Le Hawaii sono formate dall'unione dei picchi di cinque vulcani, di cui quattro erano attivi in ​​epoca storica. L'attività di due vulcani è stata studiata particolarmente bene: Mauna Loa, che sorge a quasi 4200 metri sopra il livello dell'Oceano Pacifico, e Kilauea con un'altezza di oltre 1200 metri.

La lava in questi vulcani è principalmente basaltica, facilmente mobile e ad alta temperatura (circa 12.000). Nel lago del cratere, la lava gorgoglia continuamente, il suo livello diminuisce o aumenta. Durante le eruzioni la lava si alza, la sua mobilità aumenta, allaga l'intero cratere formando un enorme lago bollente. I gas vengono rilasciati in modo relativamente silenzioso, formando esplosioni sopra il cratere, fontane di lava che si innalzano in altezza da diverse a centinaia di metri (raramente). La lava schiumata dai gas schizza e si solidifica sotto forma di sottili fili di vetro "i capelli di Pelé". Quindi il lago del cratere trabocca e la lava inizia a traboccare dai suoi bordi e scorre lungo le pendici del vulcano sotto forma di grandi colate.

Effusivo sott'acqua.

Le eruzioni sono le più numerose e le meno studiate. Sono anche associati a strutture di rift e si distinguono per la predominanza di lave basaltiche. Sul fondo dell'oceano, a una profondità di 2 km o più, la pressione dell'acqua è così grande che non si verificano esplosioni, il che significa che non si verificano piroclasti. Sotto la pressione dell'acqua, anche la lava basaltica liquida non si diffonde lontano, formando corti corpi a forma di cupola o flussi stretti e lunghi ricoperti dalla superficie da una crosta vetrosa. Una caratteristica distintiva dei vulcani sottomarini situati a grandi profondità è l'abbondante rilascio di fluidi contenenti elevate quantità di rame, piombo, zinco e altri metalli non ferrosi.

Vulcani misti esplosivo-effusivo (gas-esplosivo-lava).

Esempi di tali vulcani sono i vulcani d'Italia: Etna - il vulcano più alto d'Europa (più di 3263 m), situato sull'isola di Sicilia; Vesuvio (circa 1200 m di altezza), situato vicino a Napoli; Stromboli e Vulcano dal gruppo delle Isole Eolie nello Stretto di Messina. Questa categoria comprende molti vulcani della Kamchatka, delle isole Curili e del Giappone e della parte occidentale della cintura mobile della Cordigliera. Le lave di questi vulcani sono diverse: da basica (basalto), andesite-basalto, andesitica a acida (liparitica). Tra questi, diversi tipi si distinguono condizionatamente.

Tipo stromboliano.

È caratteristico del vulcano Stromboli, che sorge nel Mar Mediterraneo ad un'altezza di 900 M. La lava di questo vulcano è principalmente di composizione basaltica, ma a temperatura inferiore (1000-1100) rispetto alla lava dei vulcani delle Isole Hawaii , quindi è meno mobile e saturo di gas. Le eruzioni si verificano ritmicamente a determinati brevi intervalli, da pochi minuti a un'ora. Le esplosioni di gas espellono la lava calda a un'altezza relativamente piccola, che poi cade sulle pendici del vulcano sotto forma di bombe a spirale e scorie (pezzi di lava porosi e frizzanti). Tipicamente, viene emessa pochissima cenere. L'apparato vulcanico a forma di cono è costituito da strati di scorie e lava solidificata. Un vulcano così famoso come Izalco appartiene allo stesso tipo.

Tipo etno-vesuviano (vulcano).

I vulcani sono esplosivi (gas-esplosivi) ed effusivi-esplosivi.

Questa categoria comprende molti vulcani, in cui predominano grandi processi esplosivi gassosi con rilascio di una grande quantità di prodotti eruttivi solidi, quasi senza effusione lavica (o di dimensioni limitate). Questa natura dell'eruzione è associata alla composizione delle lave, alla loro viscosità, mobilità relativamente bassa e alta saturazione di gas. In un certo numero di vulcani si osservano contemporaneamente processi esplosivi di gas ed effusivi, espressi nella spremitura di lava viscosa e nella formazione di cupole e obelischi che sovrastano il cratere.

tipo peleiano.

Particolarmente chiaramente manifestato nel vulcano Mont Pelé in giro. La Martinica fa parte delle Piccole Antille. La lava di questo vulcano è prevalentemente media, andesitica, altamente viscosa e satura di gas. Solidificandosi forma un solido tappo nel cratere del vulcano, che impedisce la libera uscita del gas che, accumulandosi sotto di esso, crea pressioni molto elevate. La lava viene spremuta sotto forma di obelischi, cupole. Le eruzioni si verificano come esplosioni violente. Ci sono enormi nuvole di gas, sovrasaturate di lava. Queste valanghe di cenere di gas calde (con temperature superiori a 700-800) non si alzano in alto, ma rotolano lungo le pendici del vulcano ad alta velocità e distruggono tutta la vita sul loro cammino.

Tipo Krakatau.

Si distingue per il nome del vulcano Krakatau, situato nello stretto della Sonda tra Giava e Sumatra. Quest'isola consisteva di tre coni vulcanici fusi. Il più antico di loro, Rakata, è composto da basalti, e gli altri due, più giovani, sono andesiti. Questi tre vulcani uniti si trovano in un'antica vasta caldera sottomarina, formata in epoca preistorica. Fino al 1883, per 20 anni, il Krakatoa non ha mostrato attività attiva. Nel 1883 si verificò una delle più grandi eruzioni catastrofiche. È iniziata con esplosioni di moderata intensità in maggio, dopo alcune interruzioni sono riprese in giugno, luglio, agosto con un graduale aumento di intensità. Il 26 agosto ci sono state due grandi esplosioni. La mattina del 27 agosto si è verificata una gigantesca esplosione che è stata udita in Australia e nelle isole dell'Oceano Indiano occidentale a una distanza di 4000-5000 km. Una nuvola di cenere di gas incandescente è salita a un'altezza di circa 80 km. Enormi onde alte fino a 30 m, originate dall'esplosione e dallo scuotimento della Terra, chiamate tsunami, hanno causato grandi distruzioni sulle isole adiacenti dell'Indonesia, sono state spazzate via dalle coste di Giava e Sumatra circa 36mila persone. In alcuni luoghi, la distruzione e le vittime umane sono state associate a un'onda d'urto di enorme potenza.

Tipo Katmai.

Si distingue per il nome di uno dei grandi vulcani dell'Alaska, vicino alla cui base nel 1912 si verificò una grande eruzione gassosa esplosiva e un'espulsione diretta di valanghe, o colate, di una miscela gassosa-piroclastica calda. aveva una composizione acida, riolitica o andesite-riolitica. Questa calda miscela di gas e cenere ha riempito una profonda valle situata a nord-ovest dei piedi del Monte Katmai per 23 km. Al posto dell'ex valle si è formata una pianura pianeggiante larga circa 4 km. Dal flusso che lo ha riempito, sono stati osservati per molti anni rilasci di massa di fumarole ad alta temperatura, che sono serviti come base per chiamarla la "Valle dei diecimila fumi".

vulcani monogenici.

tipo Maar.

Questo tipo combina solo una volta vulcani eruttati, ora vulcani esplosivi estinti. In rilievo, sono rappresentate da vasche piatte a forma di piattino incorniciate da bassi bastioni. Le onde contengono sia ceneri vulcaniche che frammenti di rocce non vulcaniche che compongono questo territorio. In sezione verticale, il cratere ha la forma di un imbuto, che nella parte inferiore è collegato ad uno sfiato tubolare, o tubo di esplosione. Questi includono vulcani di tipo centrale, formati durante un'unica eruzione. Si tratta di eruzioni gas-esplosive, talvolta accompagnate da processi effusivi o effusivi. In superficie si formano così piccoli coni di scoria o scoria lavica (alti da decine a poche centinaia di metri) con una depressione craterica a forma di piattino o di ciotola. Tali numerosi vulcani monogenici sono osservati in gran numero sui pendii o ai piedi di grandi vulcani poligenici. Le forme monogeniche includono anche imbuti esplosivi a gas con un canale di ingresso simile a un tubo (sfiato). Sono formati da un'unica esplosione di gas di grande forza. I tubi diamantati appartengono a una categoria speciale. I tubi di esplosione in Sud Africa sono ampiamente conosciuti come diatremes (greco "dia" - attraverso, "trema" - buco, buco). Il loro diametro va dai 25 agli 800 metri, sono riempiti con una specie di roccia vulcanica brecciata chiamata kimberlite (secondo la città di Kimberley in Sud Africa). Questa roccia contiene rocce ultramafiche - peridotiti portatrici di granato (il piropo è un satellite del diamante), caratteristiche del mantello superiore della Terra. Ciò indica la formazione di magma sotto la superficie e la sua rapida risalita in superficie, accompagnata da esplosioni di gas.

Eruzioni di fessure.

Sono confinati a grandi faglie e crepe nella crosta terrestre, che svolgono il ruolo di canali magmatici. L'eruzione, soprattutto nelle prime fasi, può avvenire lungo l'intera fessura o tratti separati dei suoi tratti. Successivamente, lungo la linea di faglia o crepa compaiono gruppi di centri vulcanici contigui. La lava principale eruttata, dopo la solidificazione, forma coperture basaltiche di varie dimensioni con una superficie pressoché orizzontale. In tempi storici, in Islanda sono state osservate eruzioni di fessure così potenti di lava basaltica. Le eruzioni di fessure sono diffuse sulle pendici dei grandi vulcani. O inferiori, a quanto pare, sono ampiamente sviluppati all'interno delle faglie dell'East Pacific Rise e in altre zone mobili dell'Oceano Mondiale. Eruzioni di fessure particolarmente significative si sono verificate in periodi geologici passati, quando si sono formate potenti coperture di lava.

Tipo areale di eruzione.

Questo tipo include massicce eruzioni da numerosi vulcani ravvicinati del tipo centrale. Sono spesso confinati in piccole fessure, o nodi della loro intersezione.Nel processo di eruzione, alcuni centri muoiono, mentre altri sorgono. Il tipo areale di eruzione a volte cattura vaste aree in cui i prodotti dell'eruzione si fondono formando coperture continue.

CAPITOLO 3. DISTRIBUZIONE GEOGRAFICA DEI VULCANI.

Al momento, ci sono diverse migliaia di vulcani estinti e attivi sul globo, e tra i vulcani estinti, molti hanno cessato la loro attività decine e centinaia di migliaia di anni, e in alcuni casi milioni di anni fa (nei periodi Neogene e Quaternario), alcuni relativamente recenti. Secondo V.I. Vlodavets, il numero totale di vulcani attivi (dal 1500 a.C.) è 817, compresi i vulcani dello stadio solfatarico (201) .

Nella distribuzione geografica dei vulcani si delinea una certa regolarità, associata a storia recente sviluppo della crosta terrestre. Nei continenti, i vulcani si trovano principalmente nelle loro parti marginali, sulle coste degli oceani e dei mari, entro i limiti di giovani strutture montuose tettonicamente mobili. I vulcani sono particolarmente sviluppati nelle zone di transizione dai continenti agli oceani, all'interno degli archi insulari che confinano con le trincee di acque profonde. Negli oceani, molti vulcani sono confinati nelle creste sottomarine medio oceaniche. Pertanto, la principale regolarità della distribuzione dei vulcani è il loro confinamento solo nelle zone mobili della crosta terrestre. La posizione dei vulcani all'interno di queste zone è strettamente correlata alle faglie profonde che raggiungono la regione subcrostale. Pertanto, negli archi insulari (giapponesi, Kurile-Kamchatka, Aleutian, ecc.), I vulcani sono distribuiti in catene lungo le faglie, principalmente faglie longitudinali e trasversali. Alcuni dei vulcani si trovano anche in massicci più antichi, ringiovaniti fase più recente ripiegamento dalla formazione di giovani faglie profonde.

La zona del Pacifico è caratterizzata massimo sviluppo vulcanismo moderno. All'interno dei suoi confini si distinguono due sottozone: la sottozona delle parti marginali dei continenti e degli archi insulari, rappresentata da un anello di vulcani che circonda l'Oceano Pacifico, e la sottozona del Pacifico vero e proprio con i vulcani sul fondo dell'Oceano Pacifico. Allo stesso tempo, la lava principalmente andesitica viene eruttata nella prima sottozona e la lava basaltica viene eruttata nella seconda.

La prima sottozona attraversa la Kamchatka, dove sono concentrati circa 129 vulcani, di cui 28 esposti attività moderne. Tra questi, i più grandi sono Klyuchevskoy, Karymsky Shiveluch, Bezymyanny, Tolbachik, Avachinsky, ecc. Dalla Kamchatka, questa striscia di vulcani si estende fino alle Isole Curili, dove sono noti 40 vulcani attivi, tra cui il potente Alaid. A sud delle Isole Curili si trovano le Isole Giapponesi, dove si trovano circa 184 vulcani, di cui più di 55 attivi in ​​epoca storica. Tra loro ci sono Bandai e il maestoso Fujiyama. Inoltre, la sottozona vulcanica attraversa le isole di Taiwan, Nuova Britannia, Salomone, Nuove Ebridi, Nuova Zelanda e poi va in Antartide, dove circa. Ross è dominato da quattro giovani vulcani. Di questi, i più famosi sono Erebus, che operò nel 1841 e nel 1968, e Terror con crateri laterali.

La striscia di vulcani descritta passa ulteriormente fino alla dorsale sottomarina delle Antille meridionali (prosecuzione sommersa delle Ande), allungata a est e accompagnata da una catena di isole: Shetland meridionale, Orcadi meridionali, Sandwich meridionale, Georgia meridionale. Si prosegue poi lungo la costa. Sud America. Alte e giovani montagne sorgono lungo la costa occidentale: le Ande, alle quali sono confinati numerosi vulcani, disposte linearmente lungo profonde faglie. In totale, ci sono diverse centinaia di vulcani all'interno delle Ande, di cui molti sono attualmente attivi o erano attivi nel recente passato, e alcuni raggiungono altezze enormi (Aconcagua -7035 m, Tupungata-6700 m.).

L'attività vulcanica più intensa si osserva all'interno delle strutture giovani dell'America centrale (Messico, Guatemala, El Salvador, Honduras, Costa Rica, Panama). I più grandi giovani vulcani sono conosciuti qui: Popocatepel, Orizaba, così come Izalco, chiamato il faro dell'Oceano Pacifico a causa delle continue eruzioni. Questa zona vulcanica attiva è adiacente all'arco vulcanico delle Piccole Antille. oceano Atlantico, dove, in particolare, si trova il famoso vulcano Mont Pele (sull'isola della Martinica).

Non ci sono molti vulcani attualmente attivi all'interno della Cordigliera del Nord America (circa 12). Tuttavia, la presenza di potenti colate laviche e coperture, nonché di coni distrutti, testimonia la precedente attività vulcanica attiva. L'anello del Pacifico è chiuso dai vulcani dell'Alaska con il famoso vulcano Katmai e numerosi vulcani delle Isole Aleutine.

La seconda sottozona è la stessa regione del Pacifico. Dietro l'anno scorso sono state scoperte creste sottomarine sul fondo dell'Oceano Pacifico e grande numero faglie profonde, a cui sono associati numerosi vulcani, a volte sporgenti sotto forma di isole, a volte situate al di sotto del livello dell'oceano. La parte predominante delle isole del Pacifico deve la sua origine ai vulcani. Tra questi, i vulcani delle Isole Hawaii sono i più studiati. Secondo G. Menard, ci sono circa 10mila vulcani sottomarini sul fondo dell'Oceano Pacifico, che si elevano per 1 km sopra di esso. e altro ancora.

Zona mediterraneo-indonesiana

Questa zona di vulcanismo moderno attivo è anche divisa in due sottozone: mediterranea, indonesiana.

La sottozona indonesiana è caratterizzata da un'attività vulcanica molto maggiore. Questi sono tipici archi insulari, simili agli archi giapponese, curile e aleutino, limitati da faglie e depressioni profonde. Qui si concentra un numero molto elevato di vulcani attivi, smorzati ed estinti. Solo su circa. Java e le quattro isole situate a est, ci sono 90 vulcani e dozzine di vulcani sono estinti o sono in via di estinzione. È in questa zona che è confinato il descritto vulcano Krakatoa, le cui eruzioni si distinguono per esplosioni insolitamente grandiose. A est, la sottozona indonesiana si fonde con il Pacifico.

Tra le sottozone vulcaniche attive del Mediterraneo e dell'Indonesia, ci sono numerosi vulcani estinti nelle strutture montuose interne. Questi includono i vulcani spenti dell'Asia Minore, i più grandi sono Erjiyes e altri; a sud, all'interno della Turchia, sorge il Grande e il Piccolo Ararat, nel Caucaso - l'Elbrus a due teste, Kazbek, attorno al quale ci sono sorgenti termali. Inoltre, nella cresta dell'Elbrus, c'è un vulcano chiamato Damavend e altri.

.Zona atlantica.

All'interno dell'Oceano Atlantico, la moderna attività vulcanica, ad eccezione degli archi insulari delle Antille e della regione del Golfo di Guinea, non interessa i continenti. I vulcani sono confinati principalmente alla dorsale medio-atlantica e ai suoi rami laterali. Alcune delle grandi isole al loro interno sono vulcaniche. Un certo numero di vulcani dell'Oceano Atlantico inizia a nord da circa. Jan Mayen. Il sud si trova circa. L'Islanda, che ha un gran numero di vulcani attivi e dove le eruzioni di fessure della lava principale si sono verificate relativamente di recente. Nel 1973 si è verificata una grande eruzione di Helgafel nel corso di sei mesi, a seguito della quale uno spesso strato di cenere vulcanica ha ricoperto le strade e le case di Vestmannaeyjar. A sud si trovano i vulcani delle Azzorre, le Isole dell'Ascensione, Asuncien, Tristan da Cunha, Gough e dintorni. Bouvet.

Si distinguono le isole vulcaniche delle Canarie, Capo Verde, Sant'Elena, situate nella parte orientale dell'Oceano Atlantico, al di fuori della dorsale mediana, vicino alla costa africana. C'è un'alta intensità di processi vulcanici nelle Isole Canarie. Sul fondo dell'Oceano Atlantico ci sono anche molte montagne e colline vulcaniche sottomarine.

Zona dell'Oceano Indiano.

IN Oceano Indiano si sviluppano anche creste sottomarine e faglie profonde. Ci sono molti vulcani estinti, che indicano un'attività vulcanica relativamente recente. Anche molte delle isole sparse per l'Antartide sembrano essere di origine vulcanica. I moderni vulcani attivi si trovano vicino al Madagascar, sulle Comore, circa. Maurizio e Riunione. A sud, i vulcani sono noti sulle isole di Kerguelen, Crozet. Coni vulcanici recentemente estinti si trovano in Madagascar.

Vulcani delle parti centrali dei continenti

Sono relativamente rari. La manifestazione più eclatante del vulcanismo moderno è stata in Africa. Nella zona adiacente al Golfo di Guinea sorge un grande stratovulcano Kamerun, la cui ultima eruzione risale al 1959. Nel Sahara, sugli altopiani vulcanici del Tibesti, si trovano vulcani con enormi caldere (13-14 km.), in cui si trovano sono diversi coni e sbocchi di gas vulcanici e sorgenti termali. Nell'Africa orientale esiste un noto sistema di faglie profonde (struttura di spaccatura), che si estende per 3,5mila km dalla foce dello Zambesi a sud fino alla Somalia a nord, a cui è associata l'attività vulcanica. Tra i numerosi vulcani spenti ci sono vulcani attivi nei monti Virunga (regione del Lago Kivu). I vulcani in Tanzania e Kenya sono particolarmente famosi. Ecco i grandi vulcani attivi dell'Africa: Meru con caldera e somma; Kilimanjaro, il cui cono raggiunge un'altezza di 5895 m (il punto più alto dell'Africa); Kenya ad est del lago. Vittoria. Un certo numero di vulcani attivi si trova parallelamente al Mar Rosso e direttamente nel mare stesso. Per quanto riguarda il mare stesso, la lava basaltica affiora nelle sue faglie, segno della crosta già oceanica che qui si è già formata.

Non ci sono vulcani attivi nell'Europa occidentale. Ci sono vulcani spenti in molti paesi dell'Europa occidentale - in Francia, nella regione del Reno in Germania e in altri paesi. In alcuni casi, le sorgenti minerali sono associate a loro.

CAPITOLO 4. FENOMENI POST-VULCANICI

Durante l'attenuazione dell'attività vulcanica, si osservano per lungo tempo numerosi fenomeni caratteristici, che indicano processi attivi che proseguono in profondità. Questi includono il rilascio di gas (fumarole), geyser, vulcani di fango, bagni termali.

Fumarole (gas vulcanici).

Dopo le eruzioni vulcaniche, i prodotti gassosi vengono emessi a lungo dai crateri stessi, da varie fessure, da colate e coni di lava tufacea calda. La composizione dei gas post-vulcanici contiene gli stessi gas del gruppo di alogenuri, zolfo, carbonio, vapore acqueo e altri che vengono rilasciati durante le eruzioni vulcaniche. Tuttavia, è impossibile delineare un unico schema per la composizione dei gas per tutti i vulcani. Quindi, in Alaska, migliaia di getti di gas con una temperatura di 600-650, che includono una grande quantità di alogenuri (HCl e HF), acido borico, idrogeno solforato e anidride carbonica. Un quadro alquanto diverso si osserva nella regione dei famosi Campi Flegrei in Italia, a ovest di Napoli, dove sono presenti numerosi crateri vulcanici e piccoli coni da millenni caratterizzati esclusivamente da attività solfatarica. In altri casi, domina l'anidride carbonica.

Geyser.

I geyser azionano periodicamente fontane di acqua-vapore. Hanno ottenuto la loro fama e il loro nome in Islanda, dove sono stati osservati per la prima volta. Oltre che in Islanda, i geyser sono ampiamente sviluppati nel Parco di Yellowstone negli Stati Uniti, in Nuova Zelanda e in Kamchatka. Ogni geyser è solitamente associato a un buco rotondo, o grifone. I grifoni sono disponibili in una varietà di dimensioni. In profondità, questo canale, a quanto pare, passa in fessure tettoniche. L'intero canale è riempito con acqua sotterranea surriscaldata. La sua temperatura nel grifone può essere di 90-98 gradi, mentre nelle profondità del canale è molto più alta e raggiunge i 125-150 gradi. e altro ancora. Ad un certo momento inizia un'intensa vaporizzazione nelle profondità, di conseguenza la colonna d'acqua nel grifone si alza. In questo caso, ogni particella d'acqua si trova in una zona di pressione inferiore, iniziano l'ebollizione e l'eruzione di acqua e vapore. Dopo l'eruzione, il canale si riempie gradualmente di acqua sotterranea, in parte con acqua espulsa durante l'eruzione e refluita nel grifone; da tempo si stabilisce un equilibrio, la cui violazione porta a una nuova eruzione vapore-acqua. L'altezza della fontana dipende dalle dimensioni del geyser. In uno dei grandi geyser del Parco di Yellowstone, l'altezza della fontana di acqua e vapore raggiungeva i 40 m.

Vulcani di fango (salses).

A volte si trovano nelle stesse aree dei geyser (Kamchatka, Giava, Sicilia, ecc.). Vapore acqueo caldo e gas penetrano attraverso fessure in superficie, vengono espulsi e formano piccoli fori di uscita con un diametro da decine di centimetri a un metro o più. Questi fori sono riempiti di fango, che è una miscela di vapori gassosi con acque sotterranee e prodotti vulcanici sciolti ed è caratterizzato da un'alta temperatura (fino a 80-90 0), da cui nascono i vulcani di fango. La densità, o consistenza, del fango determina la natura della loro attività e struttura. Con fango relativamente liquido, le emissioni di vapore e gas provocano schizzi al suo interno, il fango si diffonde liberamente e, allo stesso tempo, un cono con un cratere in cima non più di 1-1,5 m, costituito interamente da fango. Nei vulcani di fango delle regioni vulcaniche, oltre al vapore acqueo, vengono rilasciati anidride carbonica e idrogeno solforato.

"A seconda delle cause di accadimento, i vulcani di fango possono essere suddivisi in: 1) associati al rilascio di gas combustibili; 2) confinati in aree di vulcanismo magmatico e causati da emissioni di gas magmatici". . Questi includono i vulcani di fango Apsheron e Taman.

CONCLUSIONE.

I moderni vulcani attivi sono una vivida manifestazione di processi endogeni accessibili all'osservazione diretta, che hanno svolto un ruolo enorme nello sviluppo scienza geografica... Tuttavia, lo studio del vulcanismo non è solo di importanza cognitiva. I vulcani attivi, insieme ai terremoti, rappresentano un formidabile pericolo per gli insediamenti vicini. I momenti delle loro eruzioni spesso portano disastri naturali irreparabili, espressi non solo in enormi danni materiali, ma a volte nella morte di massa della popolazione. Ebbene, ad esempio, è ben nota l'eruzione del Vesuvio del 79 d.C., che distrusse le città di Ercolano, Pompei e Stabia, oltre a numerosi villaggi situati sulle pendici e ai piedi del vulcano. Diverse migliaia di persone sono morte a causa di questa eruzione.

Quindi i moderni vulcani attivi, caratterizzati da intensi cicli di vigorosa attività eruttiva e che rappresentano, a differenza dei loro omologhi antichi ed estinti, oggetti di osservazione vulcanica di ricerca, sono i più favorevoli, anche se tutt'altro che sicuri.

Per non dare l'impressione che l'attività vulcanica porti solo disastri, bisognerebbe citarli brevi informazioni su alcuni aspetti utili.

Enormi masse espulse di cenere vulcanica rinnovano il suolo e lo rendono più fertile.

Il vapore acqueo ei gas rilasciati nelle aree vulcaniche, le miscele acqua-vapore e le sorgenti termali sono diventati fonti di energia geotermica.

Molte sorgenti minerali sono associate all'attività vulcanica e sono utilizzate per scopi balneologici.

Prodotti dell'attività vulcanica diretta - singole lave, pomice, perlite, ecc. Sono utilizzati nell'industria edile e chimica. La formazione di alcuni minerali, come lo zolfo, il cinabro e molti altri, è associata alle fumarole e all'attività idrotermale. I prodotti vulcanici delle eruzioni sottomarine sono fonti di accumulo di minerali come ferro, manganese, fosforo, ecc.

E vorrei anche dire che il vulcanismo come processo non è stato studiato a fondo e che l'umanità ha ancora molti misteri irrisolti oltre al vulcanismo, e qualcuno deve risolverli.

E lo studio della moderna attività vulcanica è di grande importanza teorica, poiché aiuta a comprendere i processi e i fenomeni che hanno avuto luogo sulla Terra in tempi antichi.

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