Vulcão. O que é Vulcano? característica geográfica

Magmatismo é um conjunto de processos e fenômenos associados à atividade do magma. O magma é um líquido ígneo natural geralmente derretido de silicato enriquecido em componentes voláteis (H 2 O, CO 2 , CO, H 2 S, etc.). Magmas de baixo teor de silicatos e não-silicatos são raros. A cristalização do magma leva à formação de rochas ígneas (ígneas).

A formação de derretimentos magmáticos ocorre como resultado do derretimento de áreas locais do manto ou da crosta terrestre. A maioria dos centros de fusão está localizada em profundidades relativamente rasas na faixa de 15 a 250 km.

Existem várias razões para o derretimento. A primeira razão está associada ao rápido aumento da matéria plástica quente da região de alta para a região de baixa pressão. Uma diminuição na pressão (na ausência de uma mudança significativa na temperatura) leva ao início da fusão. A segunda razão está relacionada ao aumento da temperatura (na ausência de mudança de pressão). A razão para o aquecimento das rochas é geralmente a intrusão de magmas quentes e o fluxo de fluido que os acompanha. A terceira razão está associada à desidratação de minerais nas zonas profundas da crosta terrestre. A água, liberada durante a decomposição dos minerais, reduz drasticamente (em dezenas - centenas de graus) a temperatura do início do derretimento das rochas. Assim, inicia-se a fusão devido ao aparecimento de água livre no sistema.

Os três mecanismos considerados de geração de fusão são frequentemente combinados: 1) a ascensão da matéria astenosférica para a área de baixa pressão leva ao início de sua fusão - 2) o magma formado intrude no manto litosférico e na crosta inferior, levando a fusão parcial das rochas que as compõem - 3) a ascensão de fusões para zonas menos profundas da crosta, onde estão presentes minerais contendo hidroxilas (micas, anfibólios), leva, por sua vez, à fusão de rochas durante a liberação de água.

Falando sobre os mecanismos de geração de fusão, deve-se notar que, na maioria dos casos, não ocorre fusão completa, mas apenas parcial do substrato (rochas em fusão). O centro de fusão resultante é uma rocha sólida penetrada por capilares cheios de fusão. A evolução posterior da câmara está associada à espremedura desse derretimento ou ao aumento de seu volume, levando à formação de um "mingau magmático" - magma saturado com cristais refratários. Ao atingir 30-40% em volume do fundido, essa mistura adquire as propriedades de um líquido e é espremida para a região de pressões mais baixas.

A mobilidade do magma é determinada pela sua viscosidade, que depende da composição química e da temperatura. A viscosidade mais baixa é possuída pelos magmas do manto profundo, que têm alta temperatura (até 1600-1800 0 C no momento da geração) e contêm pouca sílica (SiO 2). A maior viscosidade é inerente aos magmas que surgiram devido ao derretimento do material da crosta continental superior durante a desidratação dos minerais: eles são formados a uma temperatura de 700-600 0 C e são saturados ao máximo com sílica.

O derretimento espremido dos poros intergranulares é filtrado para cima a uma taxa de vários centímetros a vários metros por ano. Se volumes significativos de magma são introduzidos ao longo de rachaduras e falhas, a taxa de ascensão é muito maior. De acordo com os cálculos, a taxa de ascensão de alguns magmas ultrabásicos (derramamento na superfície dos quais levou à formação de raras rochas ultrabásicas efusivas - komatiitos) atingiu 1-10 m/s.

Padrões de evolução do magma e formação de rochas ígneas

A composição e as características das rochas formadas a partir do magma são determinadas por uma combinação dos seguintes fatores: a composição inicial do magma, os processos de sua evolução e as condições de cristalização. Todas as rochas ígneas são divididas em 6 ordens de acordo com a acidez silícica:

Os derretimentos magmáticos vêm do manto ou são formados como resultado do derretimento de rochas na crosta terrestre. Como se sabe, a composição química do manto e da crosta são diferentes, o que determina principalmente as diferenças na composição dos magmas. Os magmas decorrentes da fusão das rochas do manto, como essas próprias rochas, são enriquecidos em óxidos básicos - FeO, MgO, CaO, portanto, tais magmas têm uma composição ultrabásica e básica. Durante sua cristalização, são formadas rochas ígneas ultrabásicas e básicas, respectivamente. Os magmas que surgem da fusão de rochas crustais empobrecidas em óxidos básicos, mas nitidamente enriquecidos em sílica (um óxido ácido típico) têm uma composição ácida; durante sua cristalização, rochas ácidas são formadas.

No entanto, os magmas primários no curso da evolução frequentemente sofrem mudanças composicionais significativas associadas aos processos de diferenciação de cristalização, segregação e hibridismo, o que dá origem a uma variedade de rochas ígneas.

diferenciação de cristalização. Como se sabe, de acordo com a série de Bowen, nem todos os minerais cristalizam simultaneamente - as olivinas e os piroxênios são os primeiros a se separar do fundido. Tendo uma densidade maior que a do derretimento residual, se a viscosidade do magma não for muito alta, eles se depositam no fundo da câmara de magma, o que impede sua posterior reação com o derretimento. Nesse caso, o fundido residual será diferente em composição química do original (porque alguns dos elementos estão incluídos na composição dos minerais) e enriquecido em componentes voláteis (eles não estão incluídos nos minerais de cristalização precoce). Consequentemente, os minerais de cristalização precoce neste caso formam uma rocha, e o magma restante formará outras rochas de composição diferente. Processos de diferenciação de cristalização são típicos para fusões básicas; A precipitação de minerais fémicos leva à estratificação na câmara de magma: sua parte inferior adquire uma composição ultramáfica, enquanto sua parte superior adquire uma básica. Sob condições favoráveis, a diferenciação pode levar à liberação de um pequeno volume de fusão félsica do magma máfico primário (que foi estudado no exemplo dos lagos de lava Alae congelados nas ilhas havaianas e vulcões na Islândia).

Segregaçãoé um processo de separação do magma com uma diminuição da temperatura em dois fundidos imiscíveis com composição química diferente (no visão geral o curso deste processo pode ser representado como o processo de separação de água e óleo de sua mistura). Consequentemente, rochas de composição diferente irão cristalizar a partir dos magmas separados.

hibridismo ("híbrida" - uma mistura) é o processo de mistura de magmas de diferentes composições ou assimilação de rochas hospedeiras pelo magma. Interagindo com rochas hospedeiras de diferentes composições, capturando e processando seus fragmentos, o fundido ígneo é enriquecido com novos componentes. O processo de fusão ou assimilação completa de material estranho pelo magma é denotado pelo termo assimilação ("assimilato" - assimilação). Por exemplo, a interação de magmas máficos com paredes félsicas produz rochas híbridas de composição intermediária. Ou, inversamente, a intrusão de magmas silícicos em rochas ricas em óxidos básicos também pode levar à formação de rochas intermediárias.

Também deve ser levado em consideração que durante a evolução do fundido, os processos acima podem ser combinados.

Além disso, magma da mesma composição química pode formar raças diferentes . Isso se deve às diferentes condições de cristalização do magma e, principalmente, à profundidade.

De acordo com as condições de profundidade de formação (ou com base em fácies), as rochas ígneas são divididas em rochas intrusivas, ou profundas, e efusivas, ou erupcionadas. rochas intrusivas são formados durante a cristalização de fusão magmática em profundidade em estratos rochosos; Dependendo da profundidade da formação, eles são divididos em duas fácies: 1) rochas abissais formada a uma profundidade considerável (vários km), e 2) hipobissal, que se formaram a uma profundidade relativamente rasa (cerca de 1-3 km). rochas efusivas são formados como resultado da solidificação da lava derramada na superfície ou no fundo dos oceanos.

Assim, distinguem-se as seguintes fácies principais: abissal, hipabissal e efusiva. Além das três fácies nomeadas, há também subvulcânico E veia raças. As primeiras são formadas em condições próximas à superfície (até algumas centenas de metros) e têm grande semelhança com rochas efusivas; os últimos estão próximos do hipabissal. As rochas efusivas são frequentemente acompanhadas por piroclástico formações constituídas por fragmentos de efusivos, seus minerais e vidro vulcânico.

Desenho - fácies

Diferenças significativas na natureza da manifestação de processos magmáticos em condições profundas e superficiais tornam necessário distinguir entre processos intrusivos e efusivos.

magmatismo intrusivo

Os processos intrusivos estão associados à formação e movimento do magma abaixo da superfície da Terra. Os derretimentos magmáticos formados nas profundezas da Terra têm uma densidade inferior à das rochas sólidas circundantes e, sendo móveis, penetram nos horizontes sobrejacentes. O processo de intrusão do magma é chamado intrusão (de "intrusio" - implementação). Se o magma solidifica antes de atingir a superfície (entre as rochas hospedeiras), então corpos intrusivos são formados. Em relação às rochas hospedeiras, as intrusões são divididas em consoantes(concordante) e dissidentes(discordante). As primeiras encontram-se de acordo com as rochas hospedeiras, sem cruzar os limites de suas camadas; os últimos têm contatos secantes. De acordo com a forma, distinguem-se várias variedades de corpos intrusivos.

Formas consonantais de intrusivas incluem sill, lopolith, laccolith e outras menos comuns. sila são corpos intrusivos conformáveis ​​em forma de folha formados sob as condições de estiramento da crosta terrestre. Sua espessura varia de dezenas de cm a centenas de metros.A intrusão de um grande número de soleiras no estrato estratificado forma algo como um bolo de camadas. Ao mesmo tempo, como resultado da erosão, fortes rochas ígneas no relevo formam “degraus” ( Inglês "peitoril" - limite). Tais soleiras multiníveis compostas por rochas máficas são comuns na plataforma siberiana (como parte da sinéclise de Tunguska), no Hindustão (Dean) e em outras plataformas. lopolitas- Estes são grandes corpos consonantais intrusivos em forma de pires. A espessura dos lopoliths atinge centenas de metros e o diâmetro é de dezenas de quilômetros. O maior é o Bushveld na África do Sul. Formado sob condições de extensão tectônica e subsidência. Lacólitos- um corpo consonantal intrusivo de forma semelhante a um cogumelo. O telhado do lacolith tem uma forma arqueada convexa, a sola é geralmente horizontal. As invasões de Henry Mountains na América do Norte são um exemplo clássico. Eles são formados sob condições de pressão significativa de intrusão de magma em camadas de rochas hospedeiras. São intrusões rasas, pois em horizontes profundos a pressão do magma não consegue superar a pressão de poderosos estratos de rochas sobrejacentes.

As discordâncias mais comuns incluem diques, veios, estoques e batólitos. Dique- um corpo intrusivo descontínuo em forma de placa. Eles se formam em condições hipoabissais e subvulcânicas quando o magma é colocado ao longo de falhas e fissuras. Como resultado de processos exógenos, os diques sedimentares envolventes são destruídos mais rapidamente do que os diques neles existentes, pelo que, no relevo, estes últimos se assemelham a paredes destruídas ( nome do inglês "dique", "dique" - uma barreira, uma parede de pedra). veias chamados de pequenos corpos secantes forma irregular. Estoque (dele. "Estoque" - bastão, tronco) é um corpo colunar intrusivo discordante. As maiores invasões são batólitos, incluem corpos intrusivos com uma área superior a 200 km 2 e uma espessura de vários km. Batólitos são compostos de rochas abissais ácidas formadas durante o derretimento da crosta terrestre em áreas de formação de montanhas. É digno de nota que os granitóides que compõem os batólitos são formados tanto como resultado da fusão de rochas sedimentares "siálicas" primárias (granitos S), quanto durante a fusão de magmáticos primários, incluindo rochas "fêmicas" básicas (granitos I ). Isso é facilitado pelo processamento preliminar das rochas originais (substrato) por fluidos profundos, que introduzem álcalis e sílica nelas. Os magmas formados como resultado da fusão em larga escala podem cristalizar no local de sua formação, criando invasões autóctones, ou intrometer-se em rochas hospedeiras - intrusões alóctones.

Todos os grandes corpos intrusivos profundos (batólitos, estoques, lopolitos, etc.) são frequentemente combinados sob o termo geral plutons. Seus ramos menores são chamados apófises.

Formas de ocorrência de corpos intrusivos

Ao interagir com as rochas hospedeiras (“moldura”), o magma exerce sobre elas um efeito térmico e químico. A zona de mudança na parte de contato próximo das rochas hospedeiras está sendo perfurada exocontato. A espessura dessas zonas pode variar de alguns centímetros a dezenas de quilômetros, dependendo da natureza das rochas hospedeiras e da saturação do magma com fluidos. A intensidade das alterações também pode variar significativamente: desde a desidratação e leve compactação das rochas até a substituição completa da composição original por novas paragêneses minerais. Por outro lado, o próprio magma muda de composição. Isso ocorre mais intensamente nas partes marginais da intrusão. A zona de rochas ígneas alteradas na parte marginal da intrusão é denominada endocontato zona. As zonas de endocontato (fácies) são caracterizadas não apenas por mudanças na composição química (e, como resultado, mineral) das rochas, mas também por diferenças nas características estruturais e texturais, às vezes saturação xenólitos(capturado por inclusões de magma) de rochas hospedeiras. Ao estudar e mapear territórios nos quais vários corpos intrusivos se combinam, a correta identificação de fases e fácies é de grande importância. Cada fase de implementação são corpos ígneos formados pela intrusão de uma porção de magma. Corpos pertencentes a diferentes fases de penetração são separados por contatos secantes. A diversidade de fácies pode estar associada não só à presença de várias fases, mas também à formação de zonas de endocontato. Para fácies de endocontato, é característica a presença de transições graduais entre rochas (devido à diminuição da influência das rochas hospedeiras com a distância do contato), ao invés de contornos agudos.

processos vulcânicos

Derretimentos e gases liberados nas entranhas do planeta podem atingir a superfície, levando a erupção vulcânica- o processo de entrada na superfície de produtos vulcânicos sólidos, líquidos e gasosos incandescentes ou quentes. As aberturas de saída pelas quais os produtos vulcânicos entram na superfície do planeta são chamadas vulcões (Vulcano é o deus do fogo na mitologia romana.). Dependendo da forma da saída, os vulcões são divididos em fissuras e centrais. vulcões de fissura, ou tipo linear ter uma saída na forma de uma rachadura estendida (falha). A erupção ocorre ao longo de toda a fenda ou em suas seções individuais. Esses vulcões estão confinados a zonas de expansão placas litosféricas, onde, como resultado do alongamento da litosfera, são formadas falhas profundas, ao longo das quais são introduzidos derretimentos de basalto. As zonas de estiramento ativas são as áreas das dorsais meso-oceânicas. As ilhas vulcânicas da Islândia, que representam a saída da Cordilheira Mesoatlântica acima da superfície do oceano, são uma das partes mais vulcanicamente ativas do planeta; típicos vulcões fissurados estão localizados aqui.

Em vulcões tipo central a erupção ocorre através do canal de abastecimento semelhante a um tubo - boca- passando da câmara vulcânica para a superfície. A parte superior da abertura que se abre para a superfície é chamada cratera. Canais de saída secundários podem se ramificar da abertura principal ao longo das fissuras, dando origem a crateras laterais. Produtos vulcânicos provenientes da cratera formam estruturas vulcânicas. Muitas vezes, o termo "vulcão" é entendido como uma colina com uma cratera no topo, formada pelos produtos da erupção. A forma das estruturas vulcânicas depende da natureza das erupções. Com derrames calmos de lavas basálticas líquidas, vulcões escudo. Em caso de erupção de lavas mais viscosas e (ou) ejeções de produtos sólidos, formam-se cones vulcânicos. A formação de uma estrutura vulcânica pode ocorrer como resultado de uma única erupção (esses vulcões são chamados monogênico), ou como resultado de múltiplas erupções (vulcões poligênico). Vulcões poligênicos construídos a partir de fluxos alternados de lava e material vulcânico solto são chamados estratovulcões.

Outro critério importante para classificar os vulcões é o seu nível de atividade. De acordo com este critério, os vulcões são divididos em:

1. atual- erupção ou emissão de gases e águas quentes nos últimos 3500 anos (período histórico);
2. potencialmente ativo- Vulcões do Holoceno que entraram em erupção há 3500-13500 anos;
3. condicionalmente extinto vulcões que não apresentaram atividade no Holoceno, mas mantiveram suas formas externas (com menos de 100 mil anos);
4. extinto- Vulcões, significativamente retrabalhados pela erosão, dilapidados, inativos nos últimos 100 mil anos.

Representações esquemáticas dos vulcões central (superior) e escudo (inferior) (após Rast, 1982)

Os produtos das erupções vulcânicas são divididos em líquido, sólido e gasoso.

erupções sólidas apresentado rochas piroclásticas (do grego "ryg" - fogo e "klao" - eu quebro, quebro) - rochas clásticas formadas como resultado do acúmulo de material ejetado durante erupções vulcânicas. Dividido em endoclastite, formado durante o respingo e solidificação da lava, e exoclastos formado como resultado do esmagamento de rochas pré-coclásticas formadas anteriormente. De acordo com o tamanho dos detritos, eles são divididos em bombas vulcânicas, lapilli, areia vulcânica e poeira vulcânica. Areia vulcânica e poeira vulcânica são combinadas sob o termo cinza vulcanica.

bombas vulcânicas são as maiores entre as formações piroclásticas, seu tamanho pode atingir vários metros de diâmetro. Formado por fragmentos de lava ejetados da cratera. Dependendo da viscosidade, as lavas têm diferentes formas e esculturas de superfície. Bombas em forma de fuso, em forma de gota, em forma de fita e em forma de tinta são formadas durante a ejeção de lavas líquidas (principalmente basálticas). A forma esguia se deve à rápida rotação da lava de baixa viscosidade durante o vôo. A forma em forma de tinta ocorre quando ejeções de lava líquida a uma pequena altura, não tendo tempo para endurecer, quando atingem o solo, são achatadas. As bombas de fita são formadas espremendo lava através de rachaduras estreitas, elas são encontradas na forma de fragmentos de fitas. Formas específicas são formadas durante o fluxo de lavas basálticas. Finas correntes de lava líquida são sopradas pelo vento e endurecidas em fios, tais formas são chamadas de "cabelo de Pelé" ( Pele - a deusa, segundo a lenda, vive em um dos lagos de lava das ilhas havaianas). As bombas formadas por lavas viscosas são caracterizadas por contornos poligonais. Algumas bombas são cobertas por uma crosta resfriada e endurecida durante o vôo, que é dilacerada por gases liberados do interior. Sua superfície assume a forma de uma "crosta de pão". As bombas vulcânicas também podem ser compostas de material exoclástico, principalmente em explosões que destroem estruturas vulcânicas.

Lapilli (de lat. "lapillus" - seixo) são representados por ejetas vulcânicas arredondadas ou angulares, consistindo em pedaços de lava fresca congelada em voo, lavas antigas e rochas estranhas ao vulcão. O tamanho dos fragmentos correspondentes aos lapilli varia de 2 a 50 mm.

O menor material piroclástico é cinza vulcanica. A maioria das emissões vulcânicas são depositadas perto do vulcão. Para ilustrar isso, basta lembrar as cidades de Herculano, Pompéia e Estábia cobertas de cinzas durante a erupção do Vesúvio em 79. Durante erupções fortes, a poeira vulcânica pode ser lançada na estratosfera e, em suspensão, mover-se em correntes de ar por milhares de quilômetros.

Originalmente produtos vulcânicos soltos (chamados "tefra") são posteriormente compactados e cimentados, transformando-se em tufos vulcânicos. Se fragmentos de rochas piroclásticas (bombas e lapilli) forem cimentados por lava, então brechas de lava. Específicas, merecedoras de atenção especial, as formações são ignimbritos (de lat. "ignis" - fogo e "imber" - chuva torrencial). Ignimbritos são rochas compostas de material piroclástico ácido sinterizado. Sua formação está associada ao surgimento nuvens escaldantes(ou fluxos de cinzas) - fluxos de gás quente, gotas de lava e emissões vulcânicas sólidas resultantes da intensa liberação de gás pulsado durante uma erupção.

Produtos líquidos de erupções são lavas. Lava (do italiano. "lava" - eu inundo) é uma massa fundida líquida ou viscosa que vem à superfície durante as erupções vulcânicas. A lava difere do magma por um baixo teor de componentes voláteis, que está associado à desgaseificação do magma à medida que se move em direção à superfície. A natureza do fluxo de lava para a superfície é determinada pela intensidade da liberação de gás e pela viscosidade da lava. Existem três mecanismos de fluxo de lava - efusão, extrusão e explosão - e, portanto, três tipos principais de erupções. erupções efusivas são derramamentos calmos de lava de um vulcão. Extrusão- tipo de erupção acompanhada de extrusão lava viscosa. Erupções extrusivas podem ser acompanhadas por desgaseificação explosiva, levando à formação de nuvens abrasadoras. erupções explosivas- São erupções de natureza explosiva, devido à rápida liberação de gases.

Fácies de rochas vulcanogênicas(Geologia de campo, 1989)
1-diques, 2-soleiras, lacólitos, 3-subfácies explosivas, 4-fluxos de lava (subfácies efusivas), 5-cúpulas e obeliscos (subfácies extrusivas), 6-ventos fácies, 7-intrusão hipabissal

As lavas, como suas contrapartes intrusivas, são classificadas principalmente em ultrabásicas, básicas, intermediárias e félsicas. As lavas ultrabásicas do Fanerozóico são muito raras, embora no Pré-cambriano (sob condições de influxo de calor endógeno mais intenso) fossem muito mais difundidas. As lavas básicas - basálticas são geralmente líquidas, associadas a um baixo teor de sílica e alta temperatura na saída para a superfície (cerca de 1000-1100 0 С e mais). Devido ao seu estado líquido, emitem facilmente gases, o que determina o caráter efusivo das erupções, e a capacidade de se espalharem por longas distâncias na forma de riachos, e em áreas com topografia mal dissecada formam extensas coberturas. As características estruturais da superfície dos fluxos de lava permitem distinguir dois tipos entre eles, que recebem nomes havaianos. O primeiro tipo é chamado pahoehoe(ou lavas de corda) e se forma na superfície de lavas que fluem rapidamente. A lava corrente é coberta por uma crosta que, em condições de movimento ativo, não tem tempo de adquirir espessura significativa e se enruga rapidamente nas ondas. Essas "ondas" com o movimento adicional da lava saem e parecem cordas colocadas lado a lado.

Vídeo ilustrando a formação de uma superfície de corda

O segundo tipo, chamado aa-lava, é característico de lavas basálticas (ou de outra composição) mais viscosas. Devido ao fluxo mais lento, a crosta torna-se mais espessa e quebra-se em fragmentos angulares; a superfície das lavas aa é um acúmulo de fragmentos de ângulo agudo com protuberâncias semelhantes a pontas ou agulhas.

Formação de lavas AA (vulcão Kilauea)

À medida que o teor de sílica aumenta, as lavas tornam-se mais viscosas e solidificam a uma temperatura mais baixa. Se as lavas basálticas permanecerem móveis a temperaturas da ordem de 600-700 0 C, as lavas andesíticas (médias) solidificarão já a 750 0 C ou mais. Normalmente as mais viscosas são as lavas dacíticas e liparíticas félsicas. O aumento da viscosidade dificulta a separação dos gases, o que pode levar a erupções explosivas. Se a viscosidade da lava for alta e a pressão dos gases for relativamente baixa, ocorre a extrusão. A estrutura dos fluxos de lava também é diferente. Para meios viscosos e fusões ácidas, a formação de lavas em blocos é característica. lavas em blocos externamente semelhantes aos aa-lavas e diferem deles na ausência de saliências pontiagudas e em forma de agulha, bem como no fato de os blocos na superfície terem uma forma mais regular e uma superfície lisa. O movimento dos fluxos de lava, cuja superfície é coberta por lavas em blocos, leva à formação de horizontes de brecha de lava.

Quando a lava basáltica líquida é derramada na água, a superfície dos fluxos se solidifica rapidamente, o que leva à formação de "tubos" peculiares dentro dos quais o derretimento continua a se mover. Espremendo-se da borda de tal "tubo" na água, uma porção de lava adquire uma forma de gota. Como o resfriamento é desigual e a parte interna continua fundida por algum tempo, as “gotas” de lava são achatadas sob a ação da gravidade e do peso das porções de lava seguintes. Montes de tais lavas são chamados lava travesseiro ou lava travesseiro (do inglês. "travesseiro" - travesseiro).

Produtos gasosos de erupções representados por vapor de água, dióxido de carbono, hidrogênio, nitrogênio, argônio, óxidos de enxofre e outros compostos (HCl, CH 4 , H 3 BO 3 , HF, etc.). A temperatura dos gases vulcânicos varia de algumas dezenas de graus a mil ou mais graus. Em geral, as exalações de alta temperatura (HCl, CO 2 , O 2 , H 2 S, etc.) fluidos juvenis e devido a gases atmosféricos e águas subterrâneas que se infiltram no vulcão.

Com a rápida liberação de gases do magma ou a transformação das águas subterrâneas em vapor, erupções de gás. Durante erupções desse tipo, há uma liberação contínua ou rítmica de gás do respiradouro, sem emissões ou com quantidades muito pequenas de cinzas. Poderosas erupções de gás e vapor perfuram um canal nas rochas, de onde são ejetados fragmentos de rocha, formando um poço que margeia a cratera. Erupções de gás também ocorrem através das aberturas de vulcões poligênicos existentes (um exemplo é a erupção de gás do Vesúvio em 1906).

Tipos de erupções vulcânicas

Dependendo da natureza das erupções, vários tipos são distinguidos entre eles. A base dessa classificação foi lançada pelo geólogo francês Lacroix em 1908. Ele identificou 4 tipos, aos quais o autor atribuiu nomes de vulcões: 1) havaiano, 2) estromboliano, 3) vulcano e 4) peleiano. A classificação proposta não pode incluir todos os mecanismos de erupção conhecidos (posteriormente, foi complementado por novos tipos - islandês, etc.), mas, apesar disso, não perdeu sua relevância hoje.

erupções do tipo havaiano caracterizado por um derramamento efusivo calmo de magma basáltico líquido muito quente em condições de baixa pressão de gás. A lava sob pressão é lançada no ar na forma de fontes de lava, de várias dezenas a várias centenas de metros de altura (durante a erupção do Kilauea em 1959, atingiram uma altura de 450 m). A erupção geralmente ocorre a partir de aberturas de fissuras, especialmente nos estágios iniciais. É acompanhado por um pequeno número de explosões fracas que respingam lava. Tufos líquidos de lava que caem na base da fonte na forma de respingos e bombas em forma de borrão formam cones de respingos. Fontes de lava, estendendo-se ao longo da fenda, às vezes por vários quilômetros, formam um poço que consiste em salpicos de lava congelada. Gotas de lava líquida podem formar o cabelo de Pelé. As erupções do tipo havaiano às vezes levam à formação de lagos de lava.
Exemplos são as erupções dos vulcões Kilauea, Hapemaumau nas ilhas havaianas, Niragongo e Erta Ale em este de África.

Muito próximo do tipo havaiano descrito tipo islandês; notam-se semelhanças tanto na natureza das erupções como na composição das lavas. A diferença está no seguinte. Durante as erupções do tipo havaiano, a lava forma grandes maciços em forma de cúpula (vulcões de escudo) e, durante as erupções do tipo islandês, os fluxos de lava formam lençóis planos. O derramamento vem de rachaduras. Em 1783, ocorreu na Islândia a famosa erupção da fissura Laki com cerca de 25 km de extensão, como resultado da qual os basaltos criaram um planalto com uma área de 600 km2. Após a erupção, o canal da fissura é preenchido com lava endurecida e uma nova fissura é formada próxima a ela durante a próxima erupção. Como resultado da estratificação de muitas centenas de mantos, extensos planaltos de lava (extensos antigos planaltos basálticos da Sibéria, Índia, Brasil e outras regiões do planeta) são formados acima de fissuras que mudam de posição no espaço.

Erupções do tipo estromboliana. O nome vem do vulcão Stromboli, localizado no Mar Tirreno, na costa da Itália. Eles são caracterizados por ejeções rítmicas (com interrupções de 1 a 10-12 min) em relação à lava líquida. Fragmentos de lava formam bombas vulcânicas (em forma de pêra, torcidas, menos frequentemente em forma de fuso, muitas vezes achatadas ao cair) e lapilli; material de dimensão cinza está quase ausente. As ejeções se alternam com efusões de lava (em comparação com as erupções de vulcões do tipo havaiano, os fluxos são mais curtos e espessos, o que está associado a uma maior viscosidade das lavas). Outra característica típica é a duração e a continuidade do desenvolvimento: o vulcão Stromboli está em erupção desde o século V aC. BC.

Erupções vulcânicas. O nome vem da ilha de Vulcano no grupo de Ilhas Eólias na costa da Itália. Associado à erupção de lava viscosa, geralmente andesítica ou dacítica, com alto teor de gases de vulcões do tipo central. A lava viscosa solidifica rapidamente, formando um tampão que obstrui a cratera. A pressão dos gases liberados da lava periodicamente “derruba” a rolha com uma explosão. Ao mesmo tempo, uma nuvem negra de material piroclástico com bombas do tipo "breadcrust" é lançada para cima, bombas arredondadas, elipsoidais e torcidas estão praticamente ausentes. Às vezes, as explosões são acompanhadas por derramamentos de lava na forma de correntes curtas e poderosas. Em seguida, o tampão é formado novamente e o ciclo se repete.
As erupções são separadas por períodos de descanso completo. Erupções do tipo vulcano são características dos vulcões Avachinsky e Karymsky em Kamchatka. As erupções do Vesúvio também se aproximam desse tipo.

Erupções do tipo Peleiano. O nome vem do vulcão Mont Pelee, na ilha de Martinica, no Caribe. Ocorre quando lava muito viscosa entra em vulcões do tipo central, o que a aproxima da erupção do tipo vulcano. A lava solidifica na abertura e forma um plugue poderoso, que é espremido na forma de um obelisco monolítico (ocorre a extrusão). No vulcão Mont Pele, o obelisco tem uma altura de 375 m e um diâmetro de 100 m. Os gases vulcânicos quentes que se acumulam na chaminé às vezes escapam pela cortiça congelada, levando à formação de nuvens escaldantes. A nuvem escaldante que surgiu durante a erupção do Mont Pele em 8 de maio de 1902 tinha uma temperatura de cerca de 800 ° C e, descendo a encosta do vulcão a uma velocidade de 150 m / s, destruiu a cidade de Saint-Pierre com 26.000 habitantes.
Um tipo semelhante de erupção foi freqüentemente observado perto de vulcões na ilha de Java, em particular perto do vulcão Merapi, e também em Kamchatka, perto do vulcão Bezymyanny.

VULCANISMO, conjunto de processos endógenos associados à formação e movimentação do magma nas entranhas da Terra e sua erupção na superfície terrestre, fundo dos mares e oceanos. É parte integrante do magmatismo. No processo de vulcanismo, as câmaras de magma são formadas nas profundezas da terra, as rochas ao redor das quais podem mudar sob a influência da alta temperatura e da ação química do magma. Quando o derretimento magmático atinge a superfície terrestre, observa-se a manifestação mais espetacular do vulcanismo - uma erupção vulcânica, que consiste no derramamento ou jorro de lava líquida (derramamento), espremendo lava viscosa (extrusão), destruição da estrutura vulcânica por uma explosão e ejeção de produtos sólidos de atividade vulcânica (explosão). Como resultado de erupções tipos diferentes e forças, vulcões de várias formas e tamanhos são formados, rochas vulcânicas são formadas. O vulcanismo está associado a fenômenos que antecedem (precursores), acompanham e completam (fenômenos pós-vulcânicos) erupções vulcânicas. Prenúncios observados de várias horas a vários séculos antes da erupção incluem alguns terremotos vulcânicos, deformações da superfície terrestre e estruturas vulcânicas, fenômenos acústicos, mudanças nos campos geofísicos, composição e intensidade dos gases fumarólicos (de vulcões ativos), etc.

Fenômenos observados durante as erupções: explosões vulcânicas, ondas de choque associadas, saltos acentuados na pressão atmosférica, nuvens eruptivas eletrificadas (eruptivas) com incêndios Elmo, raios, cinzas vulcânicas e chuvas ácidas, ocorrência de lahars (fluxos de lama), a formação de um tsunami - durante a queda na água de grandes volumes de deslizamentos de terra e depósitos explosivos. Os fenômenos vulcânicos também incluem uma diminuição no nível de radiação solar e temperatura, o aparecimento de pôr do sol roxo causado pela turvação da atmosfera por poeira vulcânica e aerossóis durante erupções explosivas catastróficas. Após as erupções, observam-se fenômenos pós-vulcânicos associados ao resfriamento da câmara magmática - saídas de gases vulcânicos (fumarolas) e águas termais (nascentes termais, gêiseres, etc.).

De acordo com o local de manifestação, o vulcanismo distingue-se terrestre, subaquático e subaéreo (subaquático-superfície); de acordo com a composição dos produtos da erupção - basalto-andesito-riolito sequencialmente diferenciado, basalto-riolito diferenciado por contraste (bimodal), alcalino, alcalino-ultrabásico, básico, ácido e outro vulcanismo é mais característico dos limites convergentes das placas litosféricas, onde, no processo de sua contra-interação, cinturões vulcânicos (arco-ilha e marginal-continental) são formados acima da zona de subducção (subducção) de uma placa sob outra ou na área de colisão (colisão) de suas partes continentais. O vulcanismo também se manifesta amplamente nos limites divergentes das placas litosféricas, confinados às dorsais meso-oceânicas, onde, à medida que as placas se afastam no curso da atividade vulcânica subaquática, ocorre uma nova formação da crosta oceânica. O vulcanismo também é característico das partes internas das placas litosféricas - estruturas de pontos quentes, sistemas de riftes continentais, províncias de armadilhas de continentes e planaltos basálticos intraoceânicos.

O vulcanismo começou nos estágios iniciais do desenvolvimento da Terra e se tornou um dos principais fatores na formação da litosfera, hidrosfera e atmosfera. O desenvolvimento das três conchas devido ao vulcanismo continua: o volume de rochas na litosfera aumenta anualmente em mais de 5 a 10 km 3 e uma média de 50 a 100 milhões de toneladas de gases vulcânicos por ano entram na atmosfera, alguns dos quais é gasto na transformação da hidrosfera. Muitos depósitos de minerais metálicos (ouro, prata, metais não ferrosos, arsênico, etc.) e não metálicos (enxofre, boratos, materiais de construção naturais, etc.), bem como recursos geotérmicos, estão geneticamente associados ao vulcanismo.

Manifestações de vulcanismo foram identificadas em todos os planetas do grupo terrestre. Em Mercúrio, Marte e na Lua, o vulcanismo provavelmente já terminou (ou quase terminou) e continua intensamente apenas em Vênus. No final do século 20 - início do século 21, formas vulcânicas e atividade vulcânica contínua foram descobertas nos satélites de Júpiter e Saturno - Europa, Io, Calisto, Ganimedes, Titã. Em Europa e Io, observa-se um tipo específico de vulcanismo - criovulcanismo (erupção de gelo e gás).

Lit.: Melekestsev IV Vulcanismo e formação de relevo. M., 1980; Rast H. Vulcões e vulcanismo. M., 1982; Vlodavets V. I. Manual de vulcanologia. M., 1984; Markhinin E.K. Vulcanismo. M., 1985.

INTRODUÇÃO

Os fenômenos das erupções vulcânicas acompanham toda a história da Terra. É provável que tenham influenciado o clima e a biota da Terra. Atualmente, os vulcões estão presentes em todos os continentes, e alguns deles estão ativos e representam não apenas uma visão espetacular, mas também fenômenos perigosos formidáveis.

Os vulcões do Mediterrâneo foram associados à divindade do fogo no Etna e aos vulcões das ilhas de Vulcano e Santorini. Acreditava-se que os ciclopes trabalhavam nas oficinas subterrâneas.

Aristóteles os considerava o resultado da ação do ar comprimido nos vazios da Terra. Empédocles acreditava que a causa da ação dos vulcões é o material derretido nas profundezas da Terra. No século 18, surgiu a hipótese de que existe uma camada térmica no interior da Terra e, como resultado de fenômenos de dobramento, esse material aquecido às vezes é trazido à superfície. No século 20, o material factual é primeiro acumulado e depois surgem as ideias. Eles se tornaram mais produtivos desde o surgimento da teoria das placas tectônicas litosféricas. Estudos de satélite mostraram que o vulcanismo é um fenômeno cósmico: vestígios de vulcanismo foram encontrados na superfície da Lua e de Vênus, e vulcões ativos foram encontrados na superfície da lua de Júpiter, Io.

Também é importante considerar o vulcanismo do ponto de vista do impacto global no envelope geográfico no processo de sua evolução.

O objetivo do trabalho é estudar os processos de vulcanismo na Terra e suas consequências geográficas.

De acordo com o objetivo, as seguintes tarefas são resolvidas no trabalho:

1) São dadas as definições: vulcanismo, vulcão, estrutura vulcânica, tipos de erupções vulcânicas;

2) Os principais cinturões vulcânicos da Terra estão sendo estudados;

3) Estão a ser estudados fenómenos pós-vulcânicos;

4) É caracterizado o papel do vulcanismo na transformação do relevo e clima da Terra.

O trabalho utilizou materiais educativos, publicações científicas, recursos da Internet.

CAPÍTULO 1. CONCEITOS GERAIS SOBRE VULCANISMO

1.1 O conceito do processo de vulcanismo

Um vulcão é um lugar onde o magma ou lama vem à superfície de um respiradouro. Além disso, é possível que o magma entre em erupção ao longo de rachaduras e os gases escapem após uma erupção fora do vulcão. Um vulcão também é chamado de forma de relevo que surgiu durante o acúmulo de material vulcânico.

O vulcanismo é um conjunto de processos associados ao aparecimento de magma na superfície da Terra. Se o magma aparecer na superfície, trata-se de uma erupção efusiva e, se permanecer em profundidade, é um processo intrusivo.

Se os derretimentos magmáticos explodissem na superfície, ocorreriam erupções vulcânicas, que eram em sua maioria de natureza calma. Esse tipo de magmatismo é chamado de efusivo.

Freqüentemente, as erupções vulcânicas são de natureza explosiva, nas quais o magma não entra em erupção, mas explode, e produtos derretidos resfriados, incluindo gotas congeladas de vidro vulcânico, caem na superfície da Terra. Tais erupções são chamadas de explosivas.

O magma é um derretimento de silicatos localizados nas zonas profundas de uma esfera ou manto. É formado a determinadas pressões e temperaturas e, do ponto de vista químico, é um fundido que contém sílica (Si), oxigênio (O 2) e substâncias voláteis presentes na forma de gás (bolhas) ou solução e fundido.

A viscosidade dos magmas depende da composição, pressão, temperatura, gás e saturação de umidade.

De acordo com a composição, distinguem-se 4 grupos de magmas - ácidos, básicos, alcalinos e alcalino-terrosos.

De acordo com a profundidade da formação, distinguem-se 3 tipos de magmas: piromagma (derretimento profundo rico em gás com T ~ 1200°C, muito móvel, velocidade em encostas de até 60 km/h), hipomagma (com grande P, insuficientemente saturado e inativo, T = 800-1000 °С, via de regra, ácido), epimagma (desgaseificado e sem erupção).

A geração de magma é uma consequência da fusão fracionada das rochas do manto sob a influência da entrada de calor, descompactação e aumento do teor de água em certas zonas do manto superior (a água pode reduzir a fusão). Isso ocorre: 1) em riftes, 2) em zonas de subducção, 3) acima de pontos quentes, 4) em zonas de falhas transformantes.

Os tipos de magma determinam a natureza da erupção. É necessário distinguir entre magmas primários e secundários. Os primários ocorrem em diferentes profundidades da crosta terrestre e do manto superior e, via de regra, apresentam composição homogênea. No entanto, movendo-se para os níveis superiores da crosta terrestre, onde as condições termodinâmicas são diferentes, os magmas primários mudam de composição, transformando-se em secundários e formando diferentes séries magmáticas. Este processo é chamado de diferenciação magmática.

Se um derretimento magmático líquido atingir a superfície da Terra, ele entrará em erupção. A natureza da erupção é determinada por: a composição do fundido; temperatura; pressão; a concentração de componentes voláteis; saturação da água. Uma das causas mais importantes das erupções do magma é a sua desgaseificação. São os gases contidos no fundido que servem de "motor" que provoca a erupção.

1.2 Estrutura dos vulcões

As câmaras de magma abaixo dos vulcões são geralmente circulares no plano, mas nem sempre é possível determinar se sua forma tridimensional se aproxima de uma forma esférica ou se é alongada e achatada. Alguns vulcões ativos têm sido intensamente estudados usando sismômetros para determinar as fontes de vibração causadas pelo movimento de magma ou bolhas de gás, bem como para medir a desaceleração de ondas sísmicas geradas artificialmente que passam pela câmara de magma. Em alguns casos, foi estabelecida a existência de várias câmaras de magma em diferentes profundidades.

Em vulcões de forma clássica (uma montanha em forma de cone), a câmara de magma mais próxima da superfície é geralmente associada a uma passagem cilíndrica vertical (de vários metros a dezenas de metros de diâmetro), que é chamada de canal de abastecimento. Magma erupcionado de vulcões desta forma geralmente tem uma composição basáltica ou andesítica. O local onde o canal de abastecimento atinge a superfície é chamado de respiradouro e geralmente está localizado no fundo de uma depressão no topo de um vulcão chamado cratera. As crateras vulcânicas são o resultado de uma combinação de vários processos. Uma erupção poderosa pode expandir a abertura e transformá-la em uma cratera devido ao esmagamento e ejeção das rochas circundantes, e o fundo da cratera pode afundar devido aos vazios deixados pela erupção e vazamento de magma. Além disso, a altura das bordas da cratera pode aumentar como resultado do acúmulo de material ejetado durante as erupções explosivas. As aberturas do vulcão nem sempre estão expostas ao céu, mas muitas vezes são bloqueadas por detritos ou lava solidificada, ou escondidas sob as águas do lago ou água da chuva acumulada.

Uma câmara de magma grande e rasa contendo magma riolítico é frequentemente conectada à superfície por uma falha de anel em vez de um conduto cilíndrico. Tal falha permite que as rochas sobrejacentes se movam para cima ou para baixo, dependendo da mudança no volume de magma dentro da câmara. Uma depressão formada como resultado de uma diminuição no volume de magma abaixo (por exemplo, após uma erupção), os vulcanólogos chamam de caldeira. O mesmo termo é usado para qualquer cratera vulcânica maior que 1 km de diâmetro, uma vez que crateras desse tamanho são formadas mais por subsidência da superfície terrestre do que por ejeção explosiva de rochas.

Arroz. 1.1. A estrutura do vulcão 1 - bomba vulcânica; 2 - vulcão canônico; 3 - camada de cinzas e lava; 4 - dique; 5 - a boca do vulcão; 6 - força; 7 – câmara magmática; 8 - vulcão escudo.

1.3 Tipos de erupções vulcânicas

vulcanismo clima alívio magma

Produtos vulcânicos líquidos, sólidos e gasosos, bem como formas de estruturas vulcânicas, são formados como resultado de erupções de vários tipos, devido à composição química do magma, sua saturação de gás, temperatura e viscosidade. Existem diferentes classificações de erupções vulcânicas, entre elas existem tipos comuns a todos.

O tipo havaiano de erupções é caracterizado por ejeções de lava basáltica muito líquida e altamente móvel, que formam enormes vulcões de escudo plano (Fig. 1.2.). O material piroclástico está praticamente ausente, muitas vezes formam-se lagos de lava que, jorrando a centenas de metros de altura, lançam pedaços líquidos de lava como bolos, criando poços e cones de respingos. Fluxos de lava de pequena espessura se espalham por dezenas de quilômetros.

Às vezes ocorrem mudanças ao longo de falhas em uma série de pequenos cones (Figura 1.3).

Arroz. 1.2. Erupção de lava basáltica líquida. Vulcão Kilauea

tipo estromboliano(do vulcão Stromboli nas Ilhas Eólias ao norte da Sicília) as erupções estão associadas a lava básica mais viscosa, que é ejetada por explosões de diferentes intensidades do respiradouro, formando fluxos relativamente curtos e mais poderosos (Fig. 1.3).

Arroz. 1.3. Erupção tipo estromboliana

Explosões formam cones de cinzas e plumas de bombas vulcânicas retorcidas. O vulcão Stromboli ejeta regularmente uma "carga" de bombas e pedaços de escória em brasa no ar.

tipo pliniano(vulcânica, Vesuviana) recebeu esse nome do cientista romano Plínio, o Velho, que morreu durante a erupção do Vesúvio em 79 DC. (3 grandes cidades foram destruídas - Herculano, Stabia e Pompéia). característica erupções desse tipo são explosões poderosas, muitas vezes repentinas, acompanhadas por emissões de grandes quantidades de tefra, formando fluxos de cinzas e pedra-pomes. Foi sob a tefra de alta temperatura que Pompeia Stabia foi enterrada, e Herculano estava repleto de fluxos de pedras de lama - lahars. Como resultado de poderosas explosões, a câmara de magma próxima à superfície esvaziou a parte do cume do Vesúvio, desabou e formou uma caldeira, na qual, 100 anos depois, cresceu um novo cone vulcânico - o moderno Vesúvio. As erupções plinianas são muito perigosas e ocorrem repentinamente, muitas vezes sem qualquer preparação prévia. A grandiosa explosão em 1883 do vulcão Krakatoa no Estreito de Sunda entre as ilhas de Sumatra e Java pertence ao mesmo tipo, cujo som foi ouvido a uma distância de até 5.000 km, as cinzas vulcânicas atingiram quase 100 km de altura. A erupção foi acompanhada pelo surgimento de enormes ondas (25-40 m) no oceano tsunami, nas quais cerca de 40 mil pessoas morreram nas áreas costeiras. Uma caldeira gigante se formou no local do grupo de ilhas Krakatau.

T.I.FROLOV
As rochas vulcânicas são produtos de um processo profundo - o vulcanismo. Segundo a definição do famoso vulcanólogo A. Jaggar, o vulcanismo é um conjunto de fenômenos que ocorrem na crosta terrestre e sob ela, levando ao avanço de massas fundidas através da crosta sólida. O vulcanismo está associado ao fluxo de gases quentes e profundos - fluidos das entranhas da Terra. Os fluidos contribuem para a descompactação e ascensão local da matéria profunda, que, como resultado da diminuição da pressão (descompressão), começa a derreter parcialmente, formando diapiros profundos - fontes de fusão magmática. Dependendo da intensidade do aquecimento, a formação de derretimentos ocorre em diferentes níveis do manto e da crosta terrestre, a partir de profundidades de 300 a 400 km.

Vulcanologia é a ciência dos vulcões e seus produtos (rochas vulcânicas), as causas do vulcanismo devido a processos geodinâmicos, tectônicos e físico-químicos que ocorrem nas entranhas da Terra. Além das ciências geológicas propriamente ditas: geologia histórica, geotectônica, petrografia, mineralogia, litologia, geoquímica e geofísica, a vulcanologia utiliza dados da geografia, geomorfologia, físico-química e, em parte, da astronomia, já que o vulcanismo é um fenômeno planetário. Sendo produtos de processos profundos (endógenos), os vulcões que se formam na superfície da Terra afetam ambiente, atmosfera e hidrosfera, formação de precipitação. A vulcanologia, por assim dizer, enfoca os problemas que ligam os processos de energia interna e externa da Terra.

A classificação geral de todas as rochas ígneas, incluindo as vulcânicas, baseia-se na sua composição química e, em primeiro lugar, no teor e proporção de sílica e álcalis nas rochas (Fig. 1). De acordo com o teor de sílica, óxido mais comum nas rochas ígneas, estas são divididas em quatro grupos: ultrabásica (30 - 44% SiO2), básica (44 - 53%), média (53 - 64%), ácida ( 64 - 78%). Outra característica importante da classificação é a alcalinidade das rochas, que é estimada pela soma dos teores de Na2O + K2O. Com base nisso, distinguem-se rochas de alcalinidade normal e alcalina.

As mais amplamente distribuídas entre as rochas vulcânicas da Terra são as principais rochas - basaltos, que são derivados da substância do manto e são encontrados tanto nos oceanos quanto nos continentes. Eles podem ser comparados com o "sangue" do nosso planeta, que aparece em qualquer violação da crosta terrestre. Dependendo da posição geológica, os basaltos diferem na composição. A maioria deles pertence a rochas de alcalinidade normal. Estes são basaltos pouco alcalinos (toleíticos) e cálcio-alcalinos ricos em cal. Menos comuns são os basaltos alcalinos subsaturados com sílica. Durante a diferenciação, os magmas basálticos dão origem a uma série de rochas (toleíticas, cálcio-alcalinas e alcalinas), unidas pela origem a partir de um único magma, mantendo características comuns com os magmas basálticos parentais, até os extremamente ácidos. Entre as rochas intrusivas, os granitos são os mais comuns. Pertencem ao grupo das rochas silícicas, em cuja formação a substância da crosta terrestre desempenha um papel significativo. As rochas de composição média, representadas principalmente por andesitos vulcânicos, são menos comuns e apenas nos cinturões móveis da Terra. Ao mesmo tempo, a composição média da crosta terrestre corresponde a andesitos, e não a basaltos ou granitos, correspondendo a uma mistura destes últimos na proporção de 2:1.

COMO O VULCANISMO EVOLUIU NA HISTÓRIA DA TERRA

Os primeiros processos de vulcanismo são sincronizados com a formação da Terra como um planeta. Com toda a probabilidade, já no estágio de acreção (concentração de matéria planetária devido a nebulosas de poeira gasosa e colisão de detritos cósmicos sólidos - planetosimais) ocorreu seu aquecimento. A liberação de energia devido à acreção e à contração gravitacional acabou sendo suficiente para sua fusão inicial, parcial ou total, com a posterior diferenciação da Terra em conchas. Um pouco mais tarde, essas fontes de aquecimento foram acompanhadas pela liberação de calor por elementos radioativos. A concentração da massa de ferro e pedra da Terra, bem como em outros planetas sistema solar, foi acompanhada pela separação de uma camada gasosa, predominantemente de hidrogênio, que mais tarde se perdeu durante o período de máxima atividade solar, em contraste com os grandes planetas distantes do grupo de Júpiter. Isso é evidenciado pelo empobrecimento da moderna atmosfera da Terra gases inertes raros - néon e xenônio em comparação com a matéria cósmica.

De acordo com A. A. Marakushev, a diferenciação da massa rochosa de ferro da Terra, semelhante em composição aos meteoritos - condritos e completamente derretida sob alta pressão de uma concha de gás hidrogênio, levou a uma alta concentração de fluidos essencialmente de hidrogênio (componentes voláteis no estado supercrítico) no núcleo metálico (ferro-níquel) que começou a se separar. Assim, a Terra adquiriu uma grande reserva de fluidos em suas entranhas, o que determinou sua posterior, única em sua duração, em comparação com outros planetas, atividade endógena. À medida que a Terra se consolidava na direção de suas camadas externas para o centro, a pressão interna do fluido aumentava e a desgaseificação periódica ocorria, acompanhada pela formação de derretimentos magmáticos que vinham à superfície quando a crosta congelada rachava. Assim, o vulcanismo mais antigo, caracterizado por uma natureza explosiva, altamente explosiva, foi associado ao início do resfriamento da Terra e foi acompanhado pela formação da atmosfera. Segundo outras ideias, a atmosfera primária, formada na fase de acreção, foi posteriormente preservada, evoluindo gradativamente em sua composição. De uma forma ou de outra, aproximadamente 3,8 - 3,9 bilhões de anos atrás, quando a temperatura na superfície da Terra e nas partes adjacentes da atmosfera caiu abaixo do ponto de ebulição da água, a hidrosfera foi formada. A presença da atmosfera e da hidrosfera tornou possível o desenvolvimento da vida na Terra. A princípio, a atmosfera era pobre em oxigênio até que surgiram as formas de vida mais simples que a produziram, o que aconteceu há cerca de 3 bilhões de anos (Fig. 2).

A composição das primeiras rochas vulcânicas da Terra, agora completamente retrabalhadas por processos subsequentes, pode ser julgada comparando-a com outros planetas terrestres, em particular com nosso satélite relativamente bem estudado, a Lua. A Lua é um planeta de desenvolvimento mais primitivo, que esgotou suas reservas de fluidos precocemente e, como resultado, perdeu sua atividade endógena. Atualmente é um planeta "morto". A ausência de um núcleo metálico nele indica que os processos de sua diferenciação em conchas pararam cedo, e um campo magnético insignificantemente fraco indica a completa solidificação de seu interior. Ao mesmo tempo, a presença de fluidos nos estágios iniciais do desenvolvimento da Lua é evidenciada por bolhas de gás nas rochas vulcânicas lunares, que consistem principalmente em hidrogênio, o que indica sua alta redução.

As rochas mais antigas da Lua atualmente conhecidas, desenvolvidas na superfície da crosta lunar nos chamados continentes lunares, têm uma idade de 4,4 a 4,6 bilhões de anos, o que é próximo à idade estimada da formação da Terra . São cristalizadas em profundidades rasas ou na superfície, ricas em feldspato alto-cálcio - anortita - rochas básicas de cor clara, comumente chamadas de anortositos. As rochas dos continentes lunares foram submetidas a intenso bombardeio de meteoritos com formação de fragmentos, parcialmente derretidos e misturados com matéria de meteoritos. Como resultado, formaram-se inúmeras crateras de impacto coexistindo com crateras de origem vulcânica. Supõe-se que as partes inferiores da crosta lunar sejam compostas por rochas de composição mais básica, com baixo teor de sílica, próximas a meteoritos rochosos, e os anortositos são diretamente sustentados por anortita gabro (eucritos). Na Terra, a associação de anortositos e eucritos é conhecida nas chamadas intrusões máficas estratificadas e resulta da diferenciação do magma basáltico. Como as leis físicas e químicas que determinam a diferenciação são as mesmas em todo o Universo, é lógico supor que na Lua a crosta mais antiga de meteoritos lunares se formou como resultado da fusão precoce e posterior diferenciação da fusão magmática que formou o camada superior da Lua na forma do chamado "oceano lunar de magma". As diferenças nos processos de diferenciação dos magmas lunares dos terrestres residem no fato de que na Lua raramente atinge a formação de rochas félsicas com alto teor de sílica.

Mais tarde, grandes depressões se formaram na Lua, chamadas de mares lunares, preenchidas com basaltos mais jovens (3,2 - 4 bilhões de anos). No geral, esses basaltos estão próximos em composição aos basaltos da Terra. Eles se distinguem por um baixo teor de álcalis, especialmente sódio, e pela ausência de óxidos de ferro e minerais contendo o grupo hidroxila OH, o que confirma a perda de componentes voláteis pela fusão e o ambiente redutor do vulcanismo. Rochas isentas de feldspato conhecidas na Lua - piroxenitos e dunitos, provavelmente compõem o manto lunar, sendo ou um remanescente da fusão de rochas basálticas (o chamado restito), ou seu pesado diferenciado (cumulado). A crosta inicial de Marte e Mercúrio é semelhante à crosta de crateras dos continentes lunares. Além disso, em Marte, o vulcanismo basáltico posterior é amplamente desenvolvido. Há também uma crosta basáltica em Vênus, mas os dados sobre este planeta ainda são muito limitados.

A utilização de dados da planetologia comparativa permite afirmar que a formação da crosta primitiva dos planetas terrestres ocorreu como resultado da cristalização de fusões magmáticas que sofreram maior ou menor diferenciação. A fissuração desta protocrosta congelada com formação de depressões foi posteriormente acompanhada de vulcanismo basáltico.

Ao contrário de outros planetas, a Terra não tinha a crosta mais antiga. De forma mais ou menos confiável, a história do vulcanismo da Terra pode ser rastreada apenas a partir do início do Arqueano. As datas de idade mais antigas conhecidas pertencem a gnaisses arqueanos (3,8 - 4 bilhões de anos) e grãos do mineral zircão (4,2 - 4,3 bilhões de anos) em quartzitos metamorfoseados. Essas datas são 0,5 bilhão de anos mais novas que a formação da Terra. Pode-se supor que todo esse tempo a Terra se desenvolveu de forma semelhante a outros planetas do grupo terrestre. Há cerca de 4 bilhões de anos formou-se na Terra uma protocrosta continental, constituída por gnaisses, predominantemente de origem ígnea, diferenciando-se dos granitos pelos menores teores de sílica e potássio e denominados "gnaisses cinzentos" ou associação TTG, devido ao nome das três principais rochas ígneas correspondentes à composição destes gnaisses: tonalitos, trondhjemitas e granodioritos, posteriormente submetidas a intenso metamorfismo. No entanto, os "gnaisses cinzentos" dificilmente representavam a crosta primária da Terra. Também não se sabe o quão difundidos eles eram. Em contraste com as rochas muito menos silicáticas dos continentes lunares (anortositos), tais grandes volumes de rochas félsicas não podem ser obtidos por diferenciação de basaltos. A formação de "gnaisses cinzentos" de origem ígnea é teoricamente possível apenas durante a refusão de rochas de basalto ou composição komatita-basáltica, que, devido à sua gravidade, afundaram nos níveis profundos do planeta. Assim, chegamos à conclusão sobre a composição basáltica da crosta, que é anterior ao "cinza-gnaisse" que conhecemos. A presença de uma crosta basáltica inicial é confirmada por achados em gnaisses "cinzentos" arqueanos de blocos máficos metamorfoseados mais antigos. Não se sabe se o magma parental dos basaltos que formaram a crosta terrestre inicial sofreu diferenciação para formar anortositos de tipo lunar, embora isso seja teoricamente bem possível. A diferenciação intensiva em vários estágios da matéria planetária, que levou à formação de rochas granitóides ácidas, tornou-se possível devido ao regime hídrico estabelecido na Terra devido à grande reserva de fluido em seu interior. A água promove a diferenciação e é muito importante para a formação de rochas ácidas.

Assim, durante o tempo mais antigo (Katarchean) e Archean, principalmente como resultado de processos de magmatismo, aos quais se juntaram sedimentação após a formação da hidrosfera, a crosta terrestre foi formada. Começou a ser intensamente processado pelos produtos da desgaseificação ativa da Terra primitiva com a adição de sílica e álcalis. A desgaseificação ocorreu devido à formação do núcleo interno sólido da Terra. Provocou os processos de metamorfismo até a fusão com uma acidificação geral da composição da crosta. Assim, já no Arqueano, a Terra possuía todas as cascas duras inerentes a ela - a crosta, o manto e o núcleo.

As diferenças crescentes no grau de permeabilidade da crosta e do manto superior, devidas a diferenças nos seus regimes térmicos e geodinâmicos, levaram à heterogeneidade da composição da crosta e à formação dos seus diferentes tipos. Nas áreas de compressão, onde a desgaseificação e ascensão à superfície dos fundidos emergentes foi difícil, estes experimentaram intensa diferenciação, e as rochas vulcânicas básicas anteriormente formadas, ao serem compactadas, afundaram e foram refundidas. Formou-se uma crosta protocontinental bicamada, de composição contrastante: a parte superior composta principalmente por rochas vulcânicas ácidas e intrusivas, transformadas por processos metamórficos em gnaisses e granulitos, a parte inferior composta por rochas básicas, basaltos, komatitos e gabros. Essa crosta era característica dos protocontinentes. A crosta proto-oceânica, de composição predominantemente basáltica, formou-se nas áreas de extensão. Ao longo das rupturas da crosta protocontinental e nas zonas de sua junção com a protooceânica, formaram-se os primeiros cinturões móveis da Terra (protogeossinclinais), que se distinguiam pelo aumento da atividade endógena. Mesmo assim, eles tinham uma estrutura complexa e consistiam em zonas soerguidas menos móveis que sofreram intenso metamorfismo de alta temperatura e zonas de intensa extensão e subsidência. Estes últimos foram chamados de greenstone belts, pois as rochas que os compõem adquiriram cor verde como resultado de processos de metamorfismo de baixa temperatura. A configuração extensional dos estágios iniciais da formação de cinturões móveis foi substituída pela configuração de compressão predominante no curso da evolução, o que levou ao aparecimento de rochas félsicas e das primeiras rochas da série calcalcalina com andesitos (ver Fig. 1). Os cinturões móveis, que haviam completado seu desenvolvimento, anexaram-se às áreas de desenvolvimento da crosta continental e aumentaram sua área. De acordo com os conceitos modernos, de 60 a 85% da crosta continental moderna foi formada no Arqueano, e sua espessura era próxima da moderna, ou seja, cerca de 35 a 40 km.

Na virada do Arqueano para o Proterozóico (2.700 - 2.500 milhões de anos), uma nova etapa começou no desenvolvimento do vulcanismo na Terra. Processos de fusão tornaram-se possíveis na espessa crosta formada naquela época, e surgiram rochas mais ácidas. Sua composição mudou significativamente, principalmente devido ao aumento do teor de sílica e potássio. Granitos de potássio reais, que foram fundidos a partir da casca, foram amplamente utilizados. A intensa diferenciação dos fundidos basálticos mantélicos sob a ação de fluidos em cinturões móveis, acompanhada de interação com o material crustal, levou ao aumento do volume dos andesitos (ver Fig. 1). Assim, além do vulcanismo mantélico, o vulcanismo crustal e misto manto-crustal tornou-se cada vez mais importante. Ao mesmo tempo, devido ao enfraquecimento dos processos de desgaseificação da Terra e ao fluxo de calor associado a eles, tais altos graus de fusão no manto, que podem levar à formação de fusão ultrabásica de komatita (ver Fig. 1) , revelou-se impossível e, se ocorressem, raramente subiam à superfície devido à sua alta densidade em comparação com a crosta terrestre. Eles sofreram diferenciação em câmaras intermediárias e seus derivados, basaltos menos densos, caíram na superfície. Os processos de metamorfismo de alta temperatura e granitização também se tornaram menos intensos, que adquiriram não um caráter areal, mas local. Com toda a probabilidade, dois tipos de crosta terrestre foram finalmente formados naquela época (Fig. 3), correspondendo a continentes e oceanos. No entanto, o tempo de formação dos oceanos ainda não foi definitivamente determinado.

No estágio subsequente do desenvolvimento da Terra, que começou há 570 milhões de anos e é chamado de Fanerozóico, essas tendências que apareceram no Proterozóico foram desenvolvidas. O vulcanismo está se tornando cada vez mais diversificado, adquirindo claras distinções em segmentos oceânicos e continentais. Em zonas de extensão nos oceanos (cordilheiras meso-oceânicas), os basaltos toleíticos entram em erupção e em zonas de extensão semelhantes nos continentes (fendas continentais), eles são unidos e frequentemente dominados por rochas vulcânicas alcalinas. Os cinturões móveis da Terra, chamados geossinclinais, são magmaticamente ativos por dezenas e centenas de milhões de anos, a partir do início do vulcanismo toleítico-basáltico, que junto com rochas intrusivas ultrabásicas formam associações ofiolíticas sob condições extensionais. Mais tarde, à medida que a extensão se transforma em compressão, eles dão lugar a contrastes de basalto-riolito e vulcanismo andesítico cálcico-alcalino, que floresceram no Fanerozóico. Após o dobramento, formação de granitos e orogenia (crescimento de montanhas), o vulcanismo nos cinturões móveis torna-se alcalino. Tal vulcanismo geralmente encerra sua atividade endógena.

A evolução do vulcanismo nos cinturões móveis do Fanerozóico repete aquela no desenvolvimento da Terra: de basalto homogêneo e associações contrastantes de basalto-riolito que prevaleceram no Arqueano, para acidez silícica contínua com grandes volumes de andesitos e, finalmente, para associações alcalinas , que estão praticamente ausentes no Arqueano. Esta evolução, tanto em cinturões individuais como na Terra como um todo, reflete uma diminuição geral da permeabilidade e um aumento da rigidez da crosta terrestre, o que determina um maior grau de diferenciação dos fundidos magmáticos do manto e sua interação com o material de crosta terrestre, um aprofundamento do nível de formação de magma e uma diminuição do grau de fusão. O exposto acima está relacionado à mudança nos parâmetros internos do planeta, em particular, à diminuição geral do fluxo global de calor de seu interior, que é estimado em 3 a 4 vezes menor do que nos estágios iniciais do desenvolvimento da Terra . Correspondentemente, os fluxos ascendentes locais de fluidos resultantes da desgaseificação periódica do subsolo também diminuem. São eles que causam o aquecimento de áreas individuais (cinturões móveis, fendas, etc.) e sua atividade magmática. Esses fluxos são formados em conexão com o acúmulo de componentes leves na frente de cristalização do núcleo líquido externo em saliências-armadilhas separadas que flutuam, formando jatos convectivos.

A atividade endógena é periódica. Provocou a presença de grandes pulsações da Terra com predominância alternada de magmatismo básico e ultrabásico, fixando extensão, e vulcanismo cálcico-alcalino, formação granítica e metamorfismo, fixando predominância de compressão. Essa periodicidade determina a presença de ciclos magmáticos e tectônicos, que, por assim dizer, se sobrepõem ao desenvolvimento irreversível da Terra.

ONDE OCORREM EVENTOS DE VULCÃO NO CENOSIOICO?

As estruturas geológicas onde se formam as rochas vulcânicas no estágio mais jovem, Cenozóico, do desenvolvimento da Terra, que começou há 67 milhões de anos, estão localizadas tanto no segmento oceânico quanto no continental da Terra. Os primeiros incluem cordilheiras meso-oceânicas e numerosos vulcões no fundo do oceano, os maiores dos quais formam ilhas oceânicas (Islândia, Havaí, etc.). Todos eles são caracterizados por um ambiente de alta permeabilidade da crosta terrestre (Fig. 4). Nos continentes, em cenário semelhante, erupções vulcânicas, associadas a zonas de grande extensão - riftes continentais (África Oriental, Baikal, etc.). Em condições de compressão predominante, o vulcanismo ocorre em estruturas montanhosas, que atualmente são cinturões móveis intracontinentais ativos (Cáucaso, Cárpatos, etc.). Os cinturões móveis nas margens dos continentes (as chamadas margens ativas) são peculiares. Desenvolvem-se principalmente ao longo da periferia do Oceano Pacífico, e na sua margem ocidental, como nas antigas cinturas móveis, combinam zonas de compressão predominante - arcos insulares (Kurilo-Kamchatka, Tonga, Aleutas, etc.) extensão - mares marginais traseiros (Japonês, Filipino, Coral, etc.). Nos cinturões móveis da margem leste do Oceano Pacífico, a extensão é menos significativa. Na orla do continente americano existem cadeias de montanhas (Andes, Cordilheira), que são análogos de arcos insulares, atrás dos quais existem depressões continentais - análogos de mares marginais, onde prevalece a situação de estiramento. Em condições de alta permeabilidade, como sempre na história da Terra, os derretimentos do manto entram em erupção, sendo que nas estruturas oceânicas têm alcalinidade predominantemente normal, enquanto nas estruturas continentais têm aumentado e elevado. Em cenários de compressão predominante na crosta continental, além das rochas mantélicas, são comuns as rochas de origem mista manto-crustal (andesitos) e crustal (alguns vulcânicos félsicos e granitos) (Fig. 5).

Se levarmos em conta as características do estágio moderno de desenvolvimento da Terra, que incluem a alta intensidade do processo de formação dos oceanos e o desenvolvimento generalizado de zonas rifte nos continentes, fica claro que no estágio de desenvolvimento Cenozóico predomina a extensão e, como resultado, o manto associado, principalmente o vulcanismo basáltico, é generalizado. , especialmente intenso nos oceanos.

COMO O VULCANISMO ESTÁ TRANSFORMANDO A CROSTA TERRESTRE

Mesmo no início do século passado, percebeu-se que as rochas formam associações que se repetem regularmente, chamadas de formações geológicas, mais intimamente relacionadas a estruturas geológicas do que a rochas individuais. Linhas de formações que se substituem no tempo são chamadas de temporárias, e aquelas que se substituem no espaço são chamadas de linhas de formação lateral. Juntos, eles permitem decifrar as principais etapas do desenvolvimento das estruturas geológicas e são indicadores importantes na restauração de configurações geológicas do passado. As formações vulcânicas, incluindo rochas vulcânicas, produtos de sua lavagem e redeposição, e muitas vezes rochas sedimentares, são mais convenientes de usar para esses fins do que as intrusivas, pois são membros de seções em camadas, o que permite determinar com precisão o tempo de sua formação.

Existem dois tipos de séries de formações vulcanogênicas. A primeira, denominada homódroma, começa com rochas básicas - basaltos, dando lugar a formações com volumes gradativamente crescentes de rochas médias e ácidas. A segunda série é antidrômica, começando com formações de composição predominantemente félsica com um aumento no papel do vulcanismo básico no final da série. O primeiro, portanto, está associado ao vulcanismo do manto e alta permeabilidade da crosta, e somente quando a permeabilidade diminui e a crosta é aquecida pelo calor profundo, este último começa a participar da formação do magma. A série antidrômica é característica de estruturas geológicas com crosta continental espessa e pouco permeável, quando a penetração direta do manto derrete na superfície é difícil. Eles interagem com o material da crosta terrestre tanto mais intensamente quanto mais ele se aquece. As formações basálticas aparecem apenas mais tarde, quando a crosta racha sob a pressão dos magmas do manto.

Séries homodrômicas de formações vulcânicas são características dos oceanos e cinturões móveis geossinclinais e refletem, respectivamente, a formação da crosta oceânica e continental. As séries antidrômicas são características de estruturas que se depositam sobre a crosta continental aquecida após o ciclo anterior de magmatismo. Exemplos típicos são os mares marginais e as fendas continentais que aparecem imediatamente após a orogenia (fendas epiorogênicas). Desde o início dos ciclos magmáticos, neles aparecem rochas manto-crustais e crustais de composição intermediária e ácida, dando lugar às básicas à medida que a crosta continental é destruída (destruição). Se este processo for longe o suficiente, como, por exemplo, em mares marginais, então a crosta continental, como resultado de um complexo conjunto de processos, incluindo extensão, é substituída pela oceânica.

Os processos de transformação da crosta em cinturões móveis de desenvolvimento de longo prazo do tipo geossinclinal, muito heterogêneos em suas estruturas, são os mais diversos e multidirecionais. Eles contêm estruturas com regime de extensão e regime de compressão, e o tipo de transformação crustal depende da predominância de certos processos. Porém, via de regra, dominam os processos de formação de uma nova crosta continental, que se liga à anteriormente formada, aumentando sua área. Mas nem sempre isso acontece, pois, apesar das vastas áreas ocupadas por cinturões móveis de diferentes idades, a grande maioria da crosta continental é de idade arqueana. Consequentemente, a destruição da crosta continental já formada também ocorreu dentro dos cinturões móveis. Isso também é evidenciado pelo corte das estruturas das margens dos continentes pela crosta oceânica.

O vulcanismo reflete a evolução da Terra durante sua história geológica. A irreversibilidade do desenvolvimento da Terra se expressa no desaparecimento ou diminuição acentuada do volume de alguns tipos de rochas (por exemplo, comatitos) juntamente com o aparecimento ou aumento do volume de outros (por exemplo, rochas alcalinas). A tendência geral da evolução indica uma atenuação gradual da atividade profunda (endógena) da Terra e um aumento dos processos de processamento da crosta continental durante a formação do magma.

O vulcanismo é um indicador das condições geodinâmicas de extensão e compressão existentes na Terra. Tipomórfico para o primeiro é o vulcanismo mantélico, para o segundo, mantocrustal e crustal.

O vulcanismo reflete a presença de ciclicidade no contexto do desenvolvimento irreversível geral da Terra. A ciclicidade determina a repetibilidade da série de formações em uma tomada separada e em tempos diferentes, mas o mesmo tipo de estruturas geológicas.

A evolução do vulcanismo nas geoestruturas da Terra é um indicador da formação da crosta terrestre e sua destruição (destruição). Esses dois processos transformam continuamente a crosta terrestre, realizando a troca de matéria entre as conchas sólidas da Terra - a crosta e o manto.

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Tatyana Ivanovna Frolova - Professora do Departamento de Petrologia, Faculdade de Geologia, Lomonosov Moscow State University MV Lomonosov, Professor Homenageado da Universidade Estadual de Moscou, membro titular da Academia de Ciências Naturais (RANS) e da Academia Internacional de Ciências do Ensino Superior; especialista no campo do vulcanismo dos cinturões móveis da Terra - antigos (Urais) e modernos (margem ativa do Pacífico Ocidental); autor das monografias: "Vulcanismo geossinclinal" (1977), "Origem das séries vulcânicas de arcos insulares" (1987), "Magmatismo e transformação da crosta terrestre de margens ativas" (1989), etc.

VULCANISMO NA TERRA E SUAS CONSEQUÊNCIAS GEOGRÁFICAS

O trabalho do curso foi concluído por um aluno do 1º ano do 1º grupo Bobkov Stepan

Ministério da Educação da República da Bielorrússia

Universidade Estatal da Bielorrússia

faculdade de geografia

Departamento de Geografia Geral

ANOTAÇÃO

Vulcanismo, tipos de erupções vulcânicas, composição das lavas, processos efusivos, extrusivos.

Os tipos estão sendo estudados: vulcões, erupções vulcânicas. Sua distribuição geográfica é considerada. O papel do vulcanismo na formação da superfície terrestre.

Bibliografia 5 títulos, Fig. 3, p. 21

ANATÁCIA

Babkov S.U. Vulcanismo na terra e achados geográficos de yago (trabalho cursivo).-Mn., 2003.-21s.

Vulcanismo, tipos de extrusão vulcânica, lava natural, processos efusivos, extrusivos.

Pravodzіtstsa dasledvanne typaў: vulcânica, vyarzhennyaў razglyadetstsa іh tamanho geográfico da cavalaria. O papel do vulcanismo na preparação farmacêutica da superfície terrestre.

Bibliyagr.5 títulos, small.3, old.21

Bobkov S.V. Vulcanismo na Terra e principal dele na esfera da geografia. (documento do curso).-Minsk, 2003. -21 p.

Vulcanismo, tipos de efusão de vulcanismo, concurso de lavs, efusão, edifício extrusivo.

As pontas de vulcões e efusões foram pesquisadas Papel do vulcanismo na formação da superfície terrestre.

A bibliografia 5 referências, fotos 3, páginas 21.

INTRODUÇÃO

A atividade vulcânica, que é um dos fenômenos naturais mais formidáveis, costuma trazer grandes desastres para as pessoas e para a economia nacional. Portanto, deve-se ter em mente que, embora nem todos os vulcões ativos causem infortúnios, cada um deles pode ser uma fonte de eventos negativos em um grau ou outro, as erupções vulcânicas são de força variável, mas apenas aquelas acompanhadas de morte são catastróficas .e valores materiais.

Também é importante considerar o vulcanismo do ponto de vista do impacto global no envelope geográfico no processo de sua evolução.

O objetivo é estudar o vulcanismo como a manifestação mais importante dos processos endógenos, distribuição geográfica.

Você também precisa seguir:

1) classificação das erupções.

2) tipos de vulcões.

3) composição das lavas em erupção.

4) As consequências da actividade do vulcanismo para a envolvente geográfica.

Eu, como autor deste trabalho de conclusão de curso, quero chamar a atenção de outros sobre este assunto, para mostrar a natureza global deste processo, as causas e consequências do impacto do vulcanismo no envelope geográfico. Não é segredo que cada um de nós gostaria de estar perto de um vulcão em erupção, pelo menos uma vez para sentir nossa microscopicidade em comparação com as forças naturais da Terra. Além disso, para cada geógrafo, as expedições e pesquisas devem continuar sendo a principal fonte de conhecimento, e não estudar toda a diversidade da Terra apenas a partir de livros e fotos.

CAPÍTULO 1. CONCEITOS GERAIS SOBRE VULCANISMO.

“O vulcanismo é um fenômeno devido ao qual, ao longo da história geológica, foram formadas as camadas externas da Terra - a crosta, a hidrosfera e a atmosfera, ou seja, o habitat dos organismos vivos - a biosfera.”

Esta opinião é expressa pela maioria dos vulcanólogos, mas esta não é a única ideia sobre o desenvolvimento do envelope geográfico.

O vulcanismo abrange todos os fenômenos associados à erupção do magma à superfície. Quando o magma está no fundo da crosta terrestre sob alta pressão, todos os seus componentes gasosos permanecem em estado dissolvido. À medida que o magma se move em direção à superfície, a pressão diminui, os gases começam a ser liberados, como resultado, o magma derramado na superfície difere significativamente do original. Para enfatizar essa diferença, o magma que irrompeu na superfície é chamado de lava. O processo de erupção é chamado de atividade eruptiva.

As erupções vulcânicas ocorrem de maneira diferente, dependendo da composição dos produtos da erupção. Em alguns casos, as erupções ocorrem silenciosamente, os gases são liberados sem grandes explosões e a lava líquida flui livremente para a superfície. Em outros casos, as erupções são muito violentas, acompanhadas por poderosas explosões de gás e compressão ou derramamento de lava relativamente viscosa. As erupções de alguns vulcões consistem apenas em grandiosas explosões de gás, a partir das quais se formam nuvens colossais de gás e vapor d'água saturado de lava, subindo a grandes alturas.

De acordo com os conceitos modernos, o vulcanismo é uma forma externa, chamada de efusiva, de magmatismo - um processo associado ao movimento do magma das entranhas da Terra para sua superfície. A uma profundidade de 50 a 350 km, na espessura do nosso planeta, formam-se bolsões de matéria fundida - magma. Em áreas de esmagamento e fraturas da crosta terrestre, o magma sobe e flui para a superfície na forma de lava (difere do magma por quase não conter componentes voláteis, que, quando a pressão cai, são separados do magma e ir para a atmosfera.

Nos locais de erupção, surgem capas de lava, fluxos, vulcões-montanhas, compostas por lavas e suas partículas pulverizadas - piroclastos. De acordo com o conteúdo do componente principal - óxido de silício do magma e as rochas vulcânicas formadas por eles - os vulcânicos são divididos em ultrabásicos (óxido de silício inferior a 40%), básicos (40-52%), médios (52-65% ), ácido (65-75%). O magma básico ou basáltico mais comum.

CAPÍTULO 2. TIPOS DE VULCÕES, COMPOSIÇÃO DA LAVA. CLASSIFICAÇÃO DE ACORDO COM A NATUREZA DA ERUPÇÃO.

A classificação dos vulcões baseia-se principalmente na natureza das suas erupções e na estrutura dos aparelhos vulcânicos. E a natureza da erupção, por sua vez, é determinada pela composição da lava, seu grau de viscosidade e mobilidade, temperatura e quantidade de gases nela contidos. Três processos se manifestam nas erupções vulcânicas: 1) efusivo - o derramamento de lava e seu espalhamento sobre a superfície terrestre; 2) explosivo (explosivo) - uma explosão e liberação de uma grande quantidade de material piroclástico (produtos sólidos de erupção); 3) extrusivo - espremer ou espremer matéria magmática na superfície em estado líquido ou sólido. Em vários casos, são observadas transições mútuas desses processos e sua combinação complexa entre si. Como resultado, muitos vulcões são caracterizados por um tipo misto de erupção - explosivo-efusivo, extrusivo-explosivo e, às vezes, um tipo de erupção é substituído por outro com o tempo. Dependendo da natureza da erupção, nota-se a complexidade e diversidade de estruturas vulcânicas e formas de ocorrência de material vulcânico.

Entre as erupções vulcânicas, destacam-se: 1) erupções do tipo central, 2) fissuras e 3) areais.

Vulcões do tipo central.

Eles têm uma forma quase arredondada no plano e são representados por cones, escudos e cúpulas. No topo, geralmente há uma depressão em forma de tigela ou funil, chamada de cratera (grego 'cratera'-bowl). , que tem uma forma tubular, ao longo da qual o magma de uma câmara profunda sobe à superfície. Entre os vulcões do tipo central, destacam-se os poligênicos, formados a partir de erupções repetidas, e os monogênicos, que manifestaram sua atividade uma vez.

vulcões poligênicos.

Estes incluem a maioria dos vulcões conhecidos no mundo. Não existe uma classificação unificada e geralmente aceita de vulcões poligênicos. Diferentes tipos de erupções são frequentemente referidos pelos nomes de vulcões conhecidos, nos quais um ou outro processo se manifesta de maneira mais característica.

Vulcões efusivos ou de lava.

O processo predominante nesses vulcões é a efusão, ou seja, o derramamento de lava para a superfície e seu movimento na forma de fluxos ao longo das encostas de uma montanha vulcânica. Vulcões das ilhas havaianas, Samoa, Islândia, etc. podem ser citados como exemplos desta natureza da erupção.

tipo havaiano.

O Havaí é formado pela fusão dos picos de cinco vulcões, dos quais quatro estiveram ativos no tempo histórico. A atividade de dois vulcões foi especialmente bem estudada: o Mauna Loa, que se eleva a quase 4.200 metros acima do nível do Oceano Pacífico, e o Kilauea, com mais de 1.200 metros de altura.

A lava nesses vulcões é principalmente basáltica, facilmente móvel e de alta temperatura (cerca de 12.000). No lago da cratera, a lava borbulha o tempo todo, seu nível diminui ou aumenta. Durante as erupções, a lava sobe, sua mobilidade aumenta, inunda toda a cratera, formando um enorme lago fervente. Os gases são liberados de forma relativamente silenciosa, formando rajadas acima da cratera, fontes de lava subindo em altura de vários a centenas de metros (raramente). A lava espumada pelos gases respinga e solidifica na forma de finos fios de vidro “cabelo de Pelé”. Então o lago da cratera transborda e a lava começa a transbordar por suas bordas e fluir pelas encostas do vulcão na forma de grandes fluxos.

Efusivo debaixo d'água.

As erupções são as mais numerosas e menos estudadas. Estão também associados a estruturas rifte e distinguem-se pela predominância de lavas basálticas. No fundo do oceano, a uma profundidade de 2 km ou mais, a pressão da água é tão grande que não ocorrem explosões, o que significa que não ocorrem piroclastos. Sob a pressão da água, mesmo a lava basáltica líquida não se espalha muito, formando corpos curtos em forma de cúpula ou fluxos estreitos e longos cobertos desde a superfície por uma crosta vítrea. Uma característica distintiva dos vulcões submarinos localizados em grandes profundidades é a liberação abundante de fluidos contendo grandes quantidades de cobre, chumbo, zinco e outros metais não ferrosos.

Vulcões mistos explosivo-efusivo (gás-explosivo-lava).

Exemplos de tais vulcões são os vulcões da Itália: Etna - o vulcão mais alto da Europa (mais de 3263 m), localizado na ilha da Sicília; Vesúvio (cerca de 1200 m de altura), localizado perto de Nápoles; Stromboli e Vulcano do grupo de Ilhas Eólias no Estreito de Messina. Esta categoria inclui muitos vulcões de Kamchatka, as ilhas Kuril e japonesas, e a parte ocidental do cinturão móvel da Cordilheira. As lavas desses vulcões são diferentes - de básica (basalto), andesito-basalto, andesítica a ácida (liparítica). Entre eles, vários tipos são distinguidos condicionalmente.

tipo estromboliano.

É característico do vulcão Stromboli, que se eleva no Mar Mediterrâneo a uma altura de 900 m. A lava deste vulcão é principalmente de composição basáltica, mas de temperatura mais baixa (1000-1100) do que a lava dos vulcões das ilhas havaianas , portanto é menos móvel e saturado de gases. As erupções ocorrem ritmicamente em certos intervalos curtos - de alguns minutos a uma hora. Explosões de gás ejetam lava quente a uma altura relativamente pequena, que então cai nas encostas do vulcão na forma de bombas espiraladas e escória (pedaços de lava porosos e borbulhantes). Caracteristicamente, muito pouca cinza é emitida. O aparato vulcânico em forma de cone consiste em camadas de escória e lava endurecida. Um vulcão tão famoso como Izalco pertence ao mesmo tipo.

Tipo etno-vesuviano (vulcano).

Os vulcões são explosivos (explosivos a gás) e extrusivos-explosivos.

Esta categoria inclui muitos vulcões, nos quais predominam grandes processos explosivos de gás com liberação de grande quantidade de produtos sólidos de erupção, quase sem derramamento de lava (ou em tamanhos limitados). Esta natureza da erupção está associada à composição das lavas, sua viscosidade, mobilidade relativamente baixa e alta saturação de gases. Em vários vulcões, processos explosivos e extrusivos de gás são observados simultaneamente, expressos na espremedura da lava viscosa e na formação de cúpulas e obeliscos elevando-se acima da cratera.

tipo peleiano.

Especialmente claramente manifestado no vulcão Mont Pele sobre. A Martinica faz parte das Pequenas Antilhas. A lava deste vulcão é predominantemente média, andesítica, altamente viscosa e saturada de gases. À medida que se solidifica, forma um tampão sólido na cratera do vulcão, que impede a saída livre do gás, que, acumulando-se sob ele, cria pressões muito altas. A lava é espremida na forma de obeliscos, cúpulas. As erupções ocorrem como explosões violentas. Existem enormes nuvens de gases, supersaturadas de lava. Essas avalanches de cinzas de gás quentes (com temperaturas acima de 700-800) não sobem alto, mas rolam pelas encostas do vulcão em alta velocidade e destroem toda a vida em seu caminho.

tipo Krakatau.

Distingue-se pelo nome do vulcão Krakatau, localizado no Estreito de Sunda entre Java e Sumatra. Esta ilha consistia em três cones vulcânicos fundidos. O mais antigo deles, Rakata, é composto por basaltos, e os outros dois, mais novos, são andesitos. Esses três vulcões fundidos estão localizados em uma antiga e vasta caldeira subaquática, formada em tempos pré-históricos. Até 1883, por 20 anos, Krakatoa não apresentou atividade ativa. Em 1883, ocorreu uma das maiores erupções catastróficas. Começou com explosões de força moderada em maio, depois de algumas interrupções recomeçaram em junho, julho, agosto com um aumento gradual de intensidade. Em 26 de agosto, houve duas grandes explosões. Na manhã de 27 de agosto, houve uma explosão gigante que foi ouvida na Austrália e nas ilhas do oeste do Oceano Índico a uma distância de 4.000 a 5.000 km. Uma nuvem de cinzas de gás incandescente atingiu uma altura de cerca de 80 km. Enormes ondas de até 30 m de altura, que surgiram da explosão e tremor da Terra, chamadas tsunamis, causaram grande destruição nas ilhas adjacentes da Indonésia, levaram cerca de 36 mil pessoas das costas de Java e Sumatra. Em alguns lugares, a destruição e as baixas humanas foram associadas a uma onda de explosão de enorme poder.

Tipo katmai.

Distingue-se pelo nome de um dos grandes vulcões do Alasca, perto da base do qual ocorreu em 1912 uma grande erupção explosiva de gás e uma ejeção direcionada de avalanches, ou fluxos, de uma mistura quente de gás e piroclástico. tinha uma composição ácida, riolítica ou andesita-riolita. Esta mistura quente de cinzas de gás encheu um vale profundo localizado a noroeste do sopé do Monte Katmai por 23 km. No lugar do antigo vale, formou-se uma planície plana com cerca de 4 km de largura. Do fluxo que o encheu, foram observadas liberações em massa de fumarolas de alta temperatura por muitos anos, que serviram de base para chamá-lo de “Vale das Dez Mil Fumaças”.

vulcões monogênicos.

Tipo Maar.

Este tipo combina apenas uma vez vulcões em erupção, agora extintos vulcões explosivos. Em relevo, são representados por bacias planas em forma de pires emolduradas por baluartes baixos. As ondulações contêm tanto cinzas vulcânicas como fragmentos de rochas não vulcânicas que compõem este território. Em seção vertical, a cratera tem a forma de um funil, que na parte inferior se conecta a um respiro tubular, ou tubo de explosão. Estes incluem vulcões do tipo central, formados durante uma única erupção. São erupções explosivas de gás, por vezes acompanhadas de processos efusivos ou extrusivos. Como resultado, pequenos cones de escória ou escória-lava (de dezenas a algumas centenas de metros de altura) com uma depressão em forma de pires ou tigela são formados na superfície. Tais numerosos vulcões monogênicos são observados em grande número nas encostas ou no sopé de grandes vulcões poligênicos. As formas monogênicas também incluem funis explosivos de gás com um canal de entrada semelhante a um tubo (respiro). Eles são formados por uma única explosão de gás de grande força. Os tubos de diamante pertencem a uma categoria especial. Tubos de explosão na África do Sul são amplamente conhecidos como diatremes (grego “dia” - através de, “trema” - buraco, buraco). Seu diâmetro varia de 25 a 800 metros, eles são preenchidos por uma espécie de rocha vulcânica brechada chamada kimberlito (segundo a cidade de Kimberley na África do Sul). Esta rocha contém rochas ultramáficas - peridotitos com granada (o piropo é um satélite do diamante), característico do manto superior da Terra. Isso indica a formação de magma sob a superfície e sua rápida ascensão à superfície, acompanhada de explosões de gás.

Erupções fissurais.

Eles estão confinados a grandes falhas e rachaduras na crosta terrestre, que desempenham o papel de canais de magma. A erupção, principalmente nas fases iniciais, pode ocorrer ao longo de toda a fissura ou seções separadas de suas seções. Posteriormente, grupos de centros vulcânicos contíguos aparecem ao longo da linha de falha ou rachadura. A lava principal erupcionada, após a solidificação, forma capas basálticas de vários tamanhos com uma superfície quase horizontal. Em tempos históricos, essas poderosas erupções de fissuras de lava basáltica foram observadas na Islândia. Erupções fissurais são comuns nas encostas de grandes vulcões. O inferiores, aparentemente, são amplamente desenvolvidos dentro das falhas da Elevação do Pacífico Leste e em outras zonas móveis do Oceano Mundial. Erupções fissurais particularmente significativas ocorreram em períodos geológicos passados, quando poderosas coberturas de lava foram formadas.

Tipo de erupção areal.

Este tipo inclui erupções maciças de numerosos vulcões espaçados do tipo central. Freqüentemente, eles estão confinados a pequenas fissuras ou nós de sua interseção.No processo de erupção, alguns centros morrem, enquanto outros surgem. O tipo de erupção areal às vezes captura vastas áreas onde os produtos da erupção se fundem, formando coberturas contínuas.

CAPÍTULO 3. DISTRIBUIÇÃO GEOGRÁFICA DOS VULCÕES.

Atualmente, existem vários milhares de vulcões extintos e ativos no globo, e entre os vulcões extintos, muitos cessaram sua atividade dezenas e centenas de milhares de anos e, em alguns casos, milhões de anos atrás (nos períodos Neógeno e Quaternário), alguns relativamente recentemente. De acordo com V. I. Vlodavets, o número total de vulcões ativos (desde 1500 aC) é 817, incluindo vulcões do estágio solfatárico (201) .

Na distribuição geográfica dos vulcões, delineia-se uma certa regularidade, associada a história recente desenvolvimento da crosta terrestre. Nos continentes, os vulcões localizam-se principalmente em suas partes marginais, nas costas dos oceanos e mares, dentro dos limites de estruturas montanhosas jovens tectonicamente móveis. Os vulcões são especialmente amplamente desenvolvidos nas zonas de transição dos continentes para os oceanos - dentro dos arcos das ilhas que fazem fronteira com as trincheiras do fundo do mar. Nos oceanos, muitos vulcões estão confinados a cordilheiras subaquáticas no meio do oceano. Assim, a principal regularidade da distribuição dos vulcões é seu confinamento apenas a zonas móveis da crosta terrestre. A localização dos vulcões dentro dessas zonas está intimamente relacionada com falhas profundas que atingem a região subcrustal. Assim, nos arcos insulares (japoneses, Kurile-Kamchatka, Aleutas, etc.), os vulcões distribuem-se em cadeias ao longo de linhas de falhas, principalmente falhas longitudinais e transversais. Alguns dos vulcões encontram-se também em maciços mais antigos, rejuvenescidos em palco mais novo dobramento pela formação de falhas profundas jovens.

A zona do Pacífico é caracterizada maior desenvolvimento vulcanismo moderno. Dentro de seus limites, distinguem-se duas subzonas: a subzona das partes marginais dos continentes e arcos insulares, representada por um anel de vulcões envolvendo o Oceano Pacífico, e a subzona do Pacífico propriamente dito com vulcões no fundo do Oceano Pacífico. Ao mesmo tempo, principalmente lava andesítica entra em erupção na primeira subzona e lava basáltica entra em erupção na segunda.

A primeira subzona passa por Kamchatka, onde se concentram cerca de 129 vulcões, dos quais 28 exibem atividades modernas. Entre eles, os maiores são Klyuchevskoy, Karymsky Shiveluch, Bezymyanny, Tolbachik, Avachinsky, etc. De Kamchatka, esta faixa de vulcões se estende até as Ilhas Curilas, onde são conhecidos 40 vulcões ativos, incluindo o poderoso Alaid. Ao sul das Ilhas Curilas estão as Ilhas Japonesas, onde existem cerca de 184 vulcões, dos quais mais de 55 estiveram ativos no tempo histórico. Entre eles estão Bandai e o majestoso Fujiyama. Além disso, a subzona vulcânica passa pelas ilhas de Taiwan, Nova Bretanha, Salomão, Novas Hébridas, Nova Zelândia e depois vai para a Antártica, onde sobre. Ross é dominado por quatro jovens vulcões. Destes, os mais famosos são o Erebus, que operou em 1841 e 1968, e o Terror com crateras laterais.

A faixa de vulcões descrita passa mais para o cume subaquático das Antilhas do Sul (continuação submersa dos Andes), alongada para o leste e acompanhada por uma cadeia de ilhas: South Shetland, South Orkney, South Sandwich, South Georgia. Em seguida, continua ao longo da costa. América do Sul. Ao longo da costa ocidental erguem-se altas montanhas jovens - os Andes, aos quais se confinam numerosos vulcões, dispostos linearmente ao longo de profundas falhas. No total, existem várias centenas de vulcões nos Andes, muitos dos quais estão ativos atualmente ou foram ativos no passado recente, e alguns atingem alturas enormes (Aconcágua -7.035 m, Tupungata-6.700 m.).

A atividade vulcânica mais intensa é observada nas estruturas jovens da América Central (México, Guatemala, El Salvador, Honduras, Costa Rica, Panamá). Os maiores vulcões jovens são conhecidos aqui: Popocatepel, Orizaba, bem como Izalco, chamado de farol do Oceano Pacífico devido a erupções contínuas. Esta zona vulcânica ativa é adjacente ao arco vulcânico das Pequenas Antilhas. oceano Atlântico, onde, em particular, está o famoso vulcão Mont Pele (na ilha da Martinica).

Não há tantos vulcões atualmente ativos na Cordilheira da América do Norte (cerca de 12). No entanto, a presença de poderosos fluxos e coberturas de lava, bem como cones destruídos, atesta a atividade vulcânica ativa anterior. O anel do Pacífico é fechado pelos vulcões do Alasca com o famoso vulcão Katmai e numerosos vulcões das Ilhas Aleutas.

A segunda subzona é a região do Pacífico propriamente dita. Atrás últimos anos cumes subaquáticos foram descobertos no fundo do Oceano Pacífico e grande número falhas profundas, às quais se associam numerosos vulcões, ora salientes em forma de ilhas, ora situadas abaixo do nível do oceano. A maioria das ilhas do Pacífico deve sua origem aos vulcões. Entre eles, os vulcões das ilhas havaianas são os mais estudados. Segundo G. Menard, existem cerca de 10 mil vulcões subaquáticos no fundo do Oceano Pacífico, elevando-se 1 km acima dele. e mais.

Zona Mediterrânica-Indonésia

Esta zona de vulcanismo moderno ativo também é dividida em duas subzonas: mediterrânea, indonésia.

A subzona indonésia é caracterizada por uma atividade vulcânica muito maior. Estes são arcos insulares típicos, semelhantes aos arcos japonês, das Curilas e das Aleutas, limitados por falhas e depressões em águas profundas. Um número muito grande de vulcões ativos, amortecidos e extintos está concentrado aqui. Apenas sobre. Java e as quatro ilhas localizadas a leste, existem 90 vulcões, e dezenas de vulcões estão extintos ou estão em processo de desbotamento. É nesta zona que se limita o vulcão Krakatoa descrito, cujas erupções se distinguem por explosões extraordinariamente grandiosas. No leste, a subzona indonésia se funde com o Pacífico.

Entre as subzonas vulcânicas ativas do Mediterrâneo e da Indonésia, há vários vulcões extintos em estruturas montanhosas do interior. Estes incluem os vulcões extintos da Ásia Menor, os maiores deles são Erjiyes e outros; ao sul, dentro da Turquia, ergue-se o Grande e o Pequeno Ararat, no Cáucaso - o Elbrus de duas cabeças, Kazbek, ao redor do qual existem fontes termais. Além disso, na cordilheira Elbrus, existe um vulcão chamado Damavend e outros.

.Zona atlântica.

Dentro do Oceano Atlântico, a atividade vulcânica moderna, com exceção dos arcos das ilhas das Antilhas acima e da região do Golfo da Guiné, não afeta os continentes. Os vulcões estão confinados principalmente à Dorsal Meso-Atlântica e seus ramos laterais. Algumas das grandes ilhas dentro deles são vulcânicas. Uma série de vulcões do Oceano Atlântico começa no norte de aproximadamente. Jan Mayen. Sul está localizado a cerca de. Islândia, que tem um grande número de vulcões ativos e onde ocorreram erupções fissurais da lava principal relativamente recentemente. Em 1973, ocorreu uma grande erupção do Helgafel ao longo de seis meses, como resultado da qual uma espessa camada de cinzas vulcânicas cobriu as ruas e casas de Vestmannaeyjar. A sul estão os vulcões dos Açores, Ascensão, Assunção, Tristão da Cunha, Gough e arredores. Bouvet.

Destacam-se as ilhas vulcânicas das Canárias, Cabo Verde, Santa Helena, localizadas na parte oriental do Oceano Atlântico, fora da cordilheira mediana, perto da costa da África. Há uma alta intensidade de processos vulcânicos nas Ilhas Canárias. No fundo do Oceano Atlântico também existem muitas montanhas e colinas vulcânicas subaquáticas.

Zona do Oceano Índico.

EM oceano Índico cumes subaquáticos e falhas profundas também são desenvolvidos. Existem muitos vulcões extintos, indicando atividade vulcânica relativamente recente. Muitas das ilhas espalhadas pela Antártida também parecem ser de origem vulcânica. Os vulcões ativos modernos estão localizados perto de Madagascar, nas Comores, aproximadamente. Maurício e Reunião. Ao sul, os vulcões são conhecidos nas ilhas de Kerguelen, Crozet. Cones vulcânicos extintos recentemente são encontrados em Madagascar.

Vulcões das partes centrais dos continentes

Eles são relativamente raros. A manifestação mais marcante do vulcanismo moderno foi na África. Na área adjacente ao Golfo da Guiné, surge um grande estratovulcão Kamerun, sua última erupção foi em 1959. No Saara, nas terras altas vulcânicas do Tibesti, existem vulcões com enormes caldeiras (13-14 km.), Nos quais existem são vários cones e saídas de gases vulcânicos e fontes termais. Na África Oriental, existe um conhecido sistema de falhas profundas (estrutura rifte), que se estende por 3,5 mil km desde a foz do Zambeze, no sul, até a Somália, no norte, ao qual está associada a atividade vulcânica. Entre os numerosos vulcões extintos, existem vulcões ativos nas montanhas Virunga (região do Lago Kivu). Vulcões na Tanzânia e no Quênia são especialmente famosos. Aqui estão os grandes vulcões ativos da África: Meru com uma caldeira e somma; Kilimanjaro, cujo cone atinge uma altura de 5895 m (o ponto mais alto da África); Quênia a leste do lago. Vitória. Vários vulcões ativos estão localizados paralelamente ao Mar Vermelho e diretamente no próprio mar. Quanto ao próprio mar, a lava basáltica vem à tona nas suas falhas, o que é sinal da crosta já oceânica que aqui já se formou.

Não há vulcões ativos na Europa Ocidental. Existem vulcões extintos em muitos países da Europa Ocidental - na França, na região do Reno na Alemanha e em outros países. Em alguns casos, nascentes minerais estão associadas a eles.

CAPÍTULO 4. FENÔMENOS PÓS-VULCÂNICOS

Durante a atenuação da atividade vulcânica, vários fenômenos característicos são observados por um longo período, indicando processos ativos continuando em profundidade. Estes incluem a liberação de gases (fumarolas), gêiseres, vulcões de lama, banhos termais.

Fumarolas (gases vulcânicos).

Após erupções vulcânicas, produtos gasosos são emitidos por muito tempo das próprias crateras, de várias rachaduras, de fluxos e cones de tufo-lava quente. A composição dos gases pós-vulcânicos contém os mesmos gases do grupo dos haletos, enxofre, carbono, vapor d'água e outros que são liberados durante as erupções vulcânicas. No entanto, é impossível traçar um esquema único para a composição dos gases para todos os vulcões. Assim, no Alasca, milhares de jatos de gás com temperatura de 600-650, que incluem uma grande quantidade de haletos (HCl e HF), ácido bórico, sulfeto de hidrogênio e dióxido de carbono . Um quadro um tanto diferente é observado na região dos famosos Campos Phlegrean na Itália, a oeste de Nápoles, onde existem muitas crateras vulcânicas e pequenos cones há milhares de anos caracterizados exclusivamente pela atividade solfatárica. Em outros casos, o dióxido de carbono domina.

Gêiseres.

Os gêiseres funcionam periodicamente como fontes de água a vapor. Eles ganharam fama e nome na Islândia, onde foram observados pela primeira vez. Além da Islândia, os gêiseres são amplamente desenvolvidos no Yellowstone Park, nos EUA, na Nova Zelândia e em Kamchatka. Cada gêiser é geralmente associado a um buraco redondo, ou grifo. Grifos vêm em uma variedade de tamanhos. Em profundidade, este canal, aparentemente, passa por rachaduras tectônicas. Todo o canal é preenchido com água subterrânea superaquecida. Sua temperatura no grifo pode ser de 90 a 98 graus, enquanto nas profundezas do canal é muito mais alta e atinge 125 a 150 graus. e mais. Em determinado momento, inicia-se uma intensa vaporização nas profundezas, fazendo com que a coluna de água do grifo se eleve. Neste caso, cada partícula de água encontra-se numa zona de menor pressão, iniciando-se a ebulição e a erupção da água e do vapor. Após a erupção, o canal é gradualmente preenchido com água subterrânea, parcialmente com água ejetada durante a erupção e fluindo de volta para o grifo; por algum tempo, um equilíbrio é estabelecido, cuja violação leva a uma nova erupção de água a vapor. A altura da fonte depende do tamanho do gêiser. Em um dos grandes gêiseres do Parque Yellowstone, a altura da fonte de água e vapor chegava a 40 m.

Vulcões de lama (sals).

Às vezes, eles são encontrados nas mesmas áreas que os gêiseres (Kamchatka, Java, Sicília, etc.). Vapor de água quente e gases rompem rachaduras na superfície, são ejetados e formam pequenos orifícios de saída com diâmetro de dezenas de centímetros a um metro ou mais. Esses buracos são preenchidos com lama, que é uma mistura de vapores de gás com águas subterrâneas e produtos vulcânicos soltos e é caracterizada por alta temperatura (até 80-90 0) É assim que surgem os vulcões de lama. A densidade, ou consistência, da lama determina a natureza de sua atividade e estrutura. Com lama relativamente líquida, as emissões de vapor e gás causam respingos, a lama se espalha livremente e, ao mesmo tempo, um cone com uma cratera no topo de não mais que 1-1,5 m, consistindo inteiramente de lama. Nos vulcões de lama das regiões vulcânicas, além do vapor d'água, são liberados dióxido de carbono e sulfeto de hidrogênio.

“Dependendo das causas de ocorrência, os vulcões de lama podem ser divididos em: 1) associados à liberação de gases combustíveis; 2) confinados a áreas de vulcanismo magmático e causados ​​por emissões de gases magmáticos.” . Estes incluem os vulcões de lama Apsheron e Taman.

CONCLUSÃO.

Os vulcões ativos modernos são uma manifestação vívida de processos endógenos acessíveis à observação direta, que desempenharam um papel importante no desenvolvimento da ciência geográfica.No entanto, o estudo do vulcanismo não é apenas de importância cognitiva. Vulcões ativos, juntamente com terremotos, representam um perigo formidável para os assentamentos próximos. Os momentos de suas erupções costumam trazer desastres naturais irreparáveis, expressos não apenas em enormes danos materiais, mas às vezes na morte em massa da população. Bem, por exemplo, é bem conhecida a erupção do Vesúvio em 79 DC, que destruiu as cidades de Herculano, Pompéia e Stabia, bem como várias aldeias localizadas nas encostas e no sopé do vulcão. Vários milhares de pessoas morreram como resultado desta erupção.

Portanto, os vulcões ativos modernos, caracterizados por ciclos intensos de atividade eruptiva vigorosa e representando, ao contrário de seus equivalentes antigos e extintos, objetos para pesquisas de observações vulcânicas, são os mais favoráveis, embora longe de serem seguros.

Para não dar a impressão de que a atividade vulcânica traz apenas desastres, deve-se citar tais breve informação sobre alguns aspectos úteis.

Enormes massas ejetadas de cinzas vulcânicas renovam o solo e o tornam mais fértil.

Vapor de água e gases liberados em áreas vulcânicas, misturas de água e vapor e fontes termais tornaram-se fontes de energia geotérmica.

Muitas nascentes minerais estão associadas à atividade vulcânica e são utilizadas para fins balneológicos.

Produtos de atividade vulcânica direta - lavas individuais, pedra-pomes, perlita, etc. são utilizados nas indústrias de construção e química. A formação de alguns minerais, como enxofre, cinábrio e vários outros, está associada à fumarola e à atividade hidrotermal. Produtos vulcânicos de erupções subaquáticas são fontes de acúmulo de minerais como ferro, manganês, fósforo, etc.

E também gostaria de dizer que o vulcanismo como processo não foi totalmente estudado e que a humanidade ainda tem muitos mistérios não resolvidos além do vulcanismo, e alguém precisa resolvê-los.

E o estudo da atividade vulcânica moderna é de grande importância teórica, pois ajuda a entender os processos e fenômenos que ocorreram na Terra na antiguidade.

Bibliografia

2. Vlodavets V.I. Vulcões da Terra.- M.: Nauka, 1973.-168 p.

3. Markhinin E.K. Vulcões e vida.-M.: Pensamento, 1980-196 p.

4. Yakushko O.F. Fundamentos da geomorfologia // Papel dos processos vulcânicos na formação de relevos.- Mn.: BSU, 1997.- pp. 46-53.

5. Yakushova A.F. Geologia com fundamentos de geomorfologia // Magmatismo.-Moscou: Moscow Publishing House. un-ta, 1983.- p.236-266.