Вулканизм
Вулканизм — совокупность явлений, связанных с образованием и перемещением магмы в глубинах Земли и её извержением на поверхность суши, дна морей и океанов в виде лав, пирокластического материала и газов. Вулканическая деятельность в глубинах Земли обусловливает образование магмы, магматических очагов и каналов, а на поверхности — вулканических конусов, куполов, плато, лавовых потоков, кальдер, гейзеров, горячих источников. Основным типом вулканической деятельности является вулканическое извержение. Породы из магмы в недрах называются магматическими, а попавшие на поверхность — вулканическими. Вулканы выделяют в атмосферу огромное количество газов и пыли, играющих значительную роль в формировании атмосферы Земли и оказывающих влияние на гидросферу. Наиболее интенсивно вулканизм проявляется на границах литосферных плит. За счёт всех форм вулканической деятельности объём земной коры ежегодно увеличивается на несколько кубических километров. Вулканическая активность неравномерна во времени, имеют место вспышки активности в различных масштабах, носящие название вулканического катастрофизма, оказывают резкое прямое и косвенное воздействие на биосферу Земли.
Причины вулканизма. Образование магмы в недрах ЗемлиПравить
В общем случае вулканическая деятельность обусловливается наличием в недрах планеты пород, находящихся в жидком состоянии либо переходящих в него под действием ряда факторов. На Земле таковым фактором является наличие участков земной коры с ослабленным давлением и сохраняемой высокой температуры. Эти участки главным образом определяются границами конвергентного взаимодействия литосферных плит, на которых происходит процесс субдукции — погружение океанической литосферы под континентальную. Зона, в которой происходит субдукция, называется сейсмофокальной зоной. Она характеризуется значительной механической напряжённостью и, вследствие этого, многочисленными сейсмическими очагами. Сейсмофокальная зона — источник не только тектонической, но и вулканической активности. В ней происходит плавление мантии с образованием магмы. Предполагаемые механизмы плавления мантии различны. Наиболее общий механизм — переход мантийных в жидкое состояние, связанный с уменьшением давления земной коры — дополняется либо вытесняется другими гипотезами. Отдельным механизмом образования магмы является обоснованная теория мантийных струй, согласно которой тепловые потоки, зарождающиеся на границе верхней и нижней мантии, а возможно — и на границе последней с ядром, плавят верхние слои мантии. Данный механизм имеет второстепенное проявление на Земле, однако может являться единственной причиной вулканизма на планетах, на которых отсутствует механизм плитной тектоники.
Ниже рассматривается образование магмы как результат плавления мантийного клина тепловыми потоками, возникающими при дегидратации субдуцирующей океанической плиты. Согласно данному положению, океаническая кора при поддвиге испытывает дегидратацию, причём для процесса магмообразования существенным оказывается не уход из океанской плиты поровой океанской воды, происходящий на относительно небольших глубинах, а дегидратация водосодержащих минералов (преимущественно амфиболов), входящих в состав слагающих плиту пород (безальтов и перидотитов. Эти минералы дегидратируются при определённых Р-Т условиях, соответствующих в первую очередь глубине погружения плиты. В результате дегидратация происходит только на определённом участке субдуцирующей плиты, проекция которой на поверхность земли обозначает профиль островодужной вулканической системы. (рис.1)
Ниже данного участка дегидратации таковой практически не происходит в связи с отсутствием водосодержащих материалов. Второй, нижний участок дегидратации в субдуцирующей плите приходится на породы серпентизированного перидотита. На схеме данная дегидратация обозначена пересечением кривых устойчивости серпентина и талька в ассоциации с форстеритом слоя 3В океанической коры.
Отделяющаяся от океанической плиты вода движется вверх, достигает области более высоких температур в пределах мантийного клина и обуславливает его плавление с образованием магматических очагов, так как присутствие летучих компонентов (пара) снижает температуру плавления горных пород). Этот процесс представлен на рис.2. Стрелкой обозначено направление субдукции. Пунктиром обозначены геоизотермы. Отношение объёмов расплавившихся пород и общего объёма пород в районе плавления называется степенью плавления. Она может составлять от первых процентов до 50 %.
Проекции двух участков дегидратации субдуцирующей плиты на поверхности Земли обозначают профили вулканической системы южной Камчатки — Курильских островов, имеющей, соответственно, две ярко выраженные зоны — тыловую и фронтальную, под каждой из которых находится магматический очаг. Между двумя данными параллельными вулканическими цепями находится пояс относительной стабильности. Для всех островодужных систем мира принципиальная картина магмообразования остаётся такой же, однако отличающиеся Р-Т условия обуславливают изменения в заимном расположении фронтальной и тыловых зон. Так, например, в Марианской островодужной системе отсутствует выраженное деление на фронтальную и тыловую зоны. Причина заключается в очень крутом погружении Тихоокеанской плиты в данном районе и, в результате, в незначительном интервале между вулканическими цепями.
В настоящее время нет единого мнения, участвует ли в плавлении верхняя часть субдуцирующей плиты и какова доля её пород в составе магмы. Основная часть магмы выплавляется в мантийном клине, так как субдуцирующая плита, даже при высокой скорости погружения, в силу своей малой мощности не способна обеспечить объём магмы, соответствующий интенсивности вулканических процессов на поверхности Земли
Магмообразование в зоне спрединга происходит непосредственно под осью спрединга, путём плавления верхнего слоя мантии, на незначительной глубине и непрерывно, вследствие механической ослабленности земной коры на границах дивергентного взаимодействия плит.
Состав магмыПравить
Главным компонентом магмы, возникающей над субдукционными зонами, являются породы мантийного клина. Меньшая доля принадлежит породам, слагающим субдуцирующую плиту. В состав последних входят породы осадочного чехла плиты. В состав мантийной магмы входят премущественно породы толеитового, известково-щёлочного и шошонитового состава — тождественные по составу базальтам и андезитам. Состав магмы зависит от глубины залегания литосферной плиты под вулканом, то есть от угла субдукции. Данный фактор обуславливает ассиметрию формирующегося над зоной субдукцией вулканического пояса — его поперёчную (латеральную) геохимическую зональность. С возрастанием глубины зоны субдукции толеитовая серия сменяется известково-щёлочной, а затем — шошонитовой. Возрастает содержание калия, рубидия, стронция, бария, убывает отношение железа к магнию и насыщенность пород кремнезёмом.
Следующим фактором, влияющим на состав магамы, является состав нависающего крыла земной коры. В энсиматических островных дугах (Марианская, Тонга), располагающихся над границей конвергентного взаимодействия двух океанских плит, преобладают толеитовые серии с незначительным прсутствием известко-щёлочных, чем обуславливается эффузивный вулканизм (см. ниже). В энсиалических островных дугах (располагаются на границе взаимодействие континентальной литосферы микроконтинента и океанской: Японская, Курильская, Антильская, Зондская)) преобладает известково-щёлочная серия с присутствием шошонитовой, служащая причиной эксплозивной вулканической деятельности в этих районах. На активных континентальных окраинах, располагающихся в области взаимодействия континентальной и океанской литосфер (Андская, частично Камчатская) также преобладает известково-щёлочная серия.
Еще одним фактором, влияющим на состав магмы, является скорость субдукции, с увеличением которой возрастает отношение базальтов к андезитам. Также на состав вулканитов оказывает влияние возраст субдукционного процесса. В общем случае с течением времени возрастает отношение пород андезитового и дацит-риолитового состава к базальтам. Это связано с возрастанием со временем мощности коры и увеличении роли корового субстрата в формировании состава магмы. Во-вторых, со смещением магмогенерирующего отрезка вниз (сопровождающимся смещением геоизотерм) происходит увеличение глубинности выплавки и её щелочности. В островодужной системе Тонга доля базальтовых вулканитов превосходит таковую в более зрелой Марианской системе.
В зоне спрединга магма образуется в результате плавления исходных пород мантии на относительно небольших глубинах с образованием толеитов. Для данных пород, обозначаемых «деплетированные» (геохимически истощённые), характерна слабая насыщенность подвижными элементами, в том числе калием, рубидием и др., вынос которых из земной коры произошёл предположительно в раннем протерозое. Они являются типичными (нормальными) породами, слагающими океанскую кору и обозначаются как «породы типа СОХ». Наряду с нормальными, в состав океанской коры входят геохимически обогащённые породы, существование которых связывается с наличием мантийных струй, несущих химические элементы из более богатых ими низов мантии, а также породы переходного типа, располагающиеся в районе горячих точек. Разница в составе океанских базальтов отражает глубину плавления мантии и, а также скорость спрединга: с её возрастанием увеличивается содержание титана, а также отношение железа к магнию. Содержание железа во всех базальтовых магмах велико и связано с высокой степенью плавления мантийных пород. Состав магмы в областях континентального рифтогенеза более широк и представлен как щелочными и толеитовыми мантийными породами, так и кислыми коровыми расплавами.
Главными породообразующими минералами магматических пород являются кварц, калиевые полевые шпаты, плагиоклаз, нефелин, пироксены, амфиболы, слюды, оливин.
Магматические камеры вулкановПравить
Первичная магматическая камера. Дифференциация магмыПравить
Область мантии, в которой происходит частичное плавление пород, представляет собой первичный магматический очаг. Первичная магма, как сказано выше, не обладает фиксированным составом. Её состав зависит от ряда условий. Объём первичных магматических очагов варьирует в зависимости от геодинамической обстановки региона. Магматические очаги в зоне спрединга относительно невелики. Их глубина измеряется величиной от одного до нескольких километров. Области, в которых происходит частичное плавление мантии в зоне субдукции существенно крупнее. Например, первичный магматический очаг под Ключевской сопкой, по результатам сейсмотомографических исследований Г. С. Горшкова, имеет форму выпуклой линзы диаметром 25 — 35 км и объёмом от 10 до 20 тыс. кубических километров. Глубина очага — около 60 км. Данный магматический очаг питает, вероятно, всю Ключевскую группу вулканов.
Из первичного очага магма продолжает движение и внедряется в толщу земной коры. При этом происходит развитие системы магматических очагов и эволюционирование самой магмы — её дифференциация, определяющая характер извержения и приводящая к образованию различных по составу горных пород. Дифференциация магмы может быть докристаллизационной — в глубинных высокотемпературных условиях, либо кристаллизационной. В глубинной (магматической) дифференциации главную роль играют процессы ликвации - разделения магматического расплава на составляющие и ассимиляции (контаминации) — разрушения магмой стенок очагов и попадание в неё минералов и ксенолитов вмещающих пород, которые растворяются в ней полностью либо частично, меняя её состав. Кристаллизационная дифференциация происходит в условиях понижения температуры. В ходе кристаллизации минералы выделяются из магматического расплава, после чего вступают в реакцию с расплавом, меняя при этом свой состав и образуя новый минерал. Общая последовательность кристаллизации (характерна для пород нормального ряда) описывается рядом Боуэна.
В образовании промежуточных магматических очагов в толще земной коры определяющими факторами являются скорость поступления магмы из первичного магматического очага и проницаемость земной коры. Эти факторы обуславливают также зональность коровых магматических камер, становящуюся более ярковыраженной по мере приближения к земной поверхности. В магматических камерах формируется несколько зон, различных по составу, температуре и концентрации воды. Выделяются зоны с высокофлюидизированными породами, а также зоны с выделением флюидных в самостоятельную фазу. Наиболее высокоэволюционированные камеры, обладающие наиболее ярковыраженной зональностью, возникают в условиях низкой проницаемости земной коры для глубинного магматического расплава и, соответственно, низкой скоростью поступления магмы в коровый очаг, чем создаются благоприятные условия для дифференциации магмы. Наличие данных магматических камер является одним из условий для эксплозивных извержений. В случае интенсивного движения магмы, препятствующего образованию зональности и эволюции дифференциации в камере вверх эти условия не имеют места, а при наибольших скоростях подъёма магмы крупные коровые камеры могут вообще не образовываться, что является определяющим для эффузивного характера извержения.
Дифференциация магмы на пути от первичного к приповерхностным очагам способна приводить как к образованию расплавов различного состава в одной камере, так и возникновению двух или более приповерхностных камер с магмами различного состава. Последнее явление, по мнению А. П. Максимова, послужило причиной двух сильнейших (то есть относящихся к извержениям с объёмом продуктов от 1 куб. км) извержений вулкана Квицапу в Чили, первое из которых — в 1846 году — носило эффузивный, а второе — извержение конуса Сьерро-Ассуль в апреле 1932 года — эксплозивный характер, с объёмом изверженных пород 5 — 7 кубических километров. Предполагается, что в первом случае дацитовая магма глубинного очага стремительно всплыла сквозь базальтовую магму, насыщенную летучими компонентами. В 1932 году слишком высокая концентрация летучих, не выделившихся в первом извержении, привела к плинианскому характеру второго извержения.
ИнтрузияПравить
Поднимающаяся к поверхности магма способна как извергаться, так и застывать в толще земной коры, образуя интрузивные массивы. Данные тела магматического происхождения, сложенные гранитами, сиенитами, диоритами, габбро и др. породами, по глубине формирования подразделяются на приповерхностные (менее 0.5 км), среднеглубинные (гипабиссальные; до 1.5 км) и глубинные (абиссальные) — более 1.5 км. Крупнейшие интрузивные массивы — батолиты — имеют мощность до 15 км и площадь, измеряемую тысячами и десятками тысяч квадратных километров. Примером гипабиссальной интрузии является дайка — сильно вытянутое магматическое тело, расклинивающее вмещающую породу. Особенно характерны дайки для континентальных рифтов и океанической коры, в том числе офиолитов и зеленокаменных поясов. Параллельные дайки, обнаруженные в комплексе Исуа в Гренландии, являются древнейшим из известных свидетельством плитнотектонических процессов на Земле. По отношению к вмещающим породам интрузии делятся на согласно (силлы, лакколиты, лапполиты) и несогласно (дайки, штоки, батолиты) залегающие.
Роль магмы в континентальном рифтогенезеПравить
Магматическая деятельность обеспечивает один из механизмов континентального рифтогенеза - механизм гидравлического разрыва. Суть данного механизма заключается в образовании и развитии трещин в породах под давлением магмы. Когда давление магмаы превышает минимальное сжимающее напряжение породы, образуется гидравлический клин. Магматический расплав внедряется по трещине, расширяя её - образуется вертикальная дайка. Внедрение магматических клиньев во вмещающую породу происходит последовательно, в результате чего образуется субпараллельная система даек, обычно без смещения и сброса. Механизм гидравлического расклинивания становится возможным на позднем этапе рифтогенеза, когда тектоническое растяжение приводит к критическому утонению коры и снижению нагрузки на мантию, в которой начинает образовываться базальтовый расплав.
Вулканическая деятельность на поверхности ЗемлиПравить
Излияние магмы на поверхность Земли по тектоническим трещинам и каналам называется вулканическим извержением. С началом извержения над каналами, по которым изливается магма, возникает геологическое образование, сложенное продуктами извержения, которое называется вулканом. При продолжении извержения вулканическое сооружение увеличивается в размерах, эволюционирует его строение и состав слагающих его пород. На склоне вулканического конуса появляются небольшие побочные вулканы с собственными каналами, ответвляющимися от главного. Вулканическое сооружение может быть двойным (тип "Сомма - Везувий") - в кальдере или кратере полуразрушенной древней постройки формируется конус молодого вулкана. Крупные вулканические постройки достигают объёма сотен(напр. Ключевская сопка, Шивелуч) и тысяч (Моуна-Лоа) кубических километров. Вулканы Моуна-Лоа и Моуна-Кеа на гавайских островах являются крупнейшими вулканическими постройками на Земле. Абсолютная высота построек - свыше 11 км, из которых более 4-х км. приходится на надводную часть. Относительно уровня моря наиболее высокими являются стратовулканы Анд.
В зависимости от формы подводящего канала вулканы разделяются на центральные и трещинные. Мощное трещинное извержение, подобное извержению Лаки в Исландии в 1783 г. называется линейным. Группа центральных либо трещинных извержений, явно связанных с единым магматическим очагом, носит название площадного (ареального) извержения. Примером данного извержения является излияние базальтовых лав Декана на площади более 200 тыс. кв.км.
Тип вулканического извержения зависит от состава магмы. Выделяют 4 главных типа: эффузивный, смешанный, экструзивный и эксплозивный. (другие названия - соответственно гавайский, страмболианский, купольный и вулканский). Гавайский тип извержения, создающий чаще всего щитовидные вулканы, отличается относительно спокойным излиянием жидкой (базальтовой) лавы, образующей в кратерах огненно-жидкие озёра и лавовые потоки. Газы, содержащиеся в небольшом количестве, образуют фонтаны, выбрасывающие комки и капли жидкой лавы, которые вытягиваются в полёте в тонкие стеклянные нити (Килауэа). В стромболианском типе извержений, создающем обычно стратовулканы, наряду с достаточно обильными излияниями жидких лав базальтового и андезито-базальтового состава, преобладающими являются небольшие взрывы, которые выбрасывают куски шлака и разнообразные витые и веретенообразные бомбы (Стромболи на Липарских островах, некоторые извержения Ключевской Сопки, Кроноцкая сопка). Для купольного типа характерно выжимание и выталкивание вязкой (андезитовой, дацитовой или риолитовой) лавы сильным напором газов из канала вулкана и образование куполов (Центральный Семячик на Камчатке), криптокуполов (Сёва-Синдзан), конусокуполов (вулкан Иванова) и обелисков (Шивелуч на Камчатке). Вулканский тип извержения обусловлен насыщенной газом магмой, приповерхностная либо поверхностная дегазация которой приводит к мощным взрывам с выбросами огромных чёрных туч, нагруженных большим количеством вулканического пепла. Лавы вязкие андезитового, дацитового или риолитового состава образуют небольшие потоки (Вулькано, Авачинская Сопка и Карымская Сопка на Камчатке). Каждый из главных типов извержений разделяется на несколько подтипов, называемых как правило по имени вулканов, для которых они наиболее характерны. Из них особо выделяются пелейский и катмайский, промежуточные между купольным и вулканским типами. Характерной особенностью первого является образование куполов и происходящие из под куполов направленные взрывы очень горячих газовых туч, переполненных самовзрывающимися в полёте и при скатывании по склону вулканов обломками и глыбами лав (Монтань-Пеле на острове Мартиника, 1902). Извержения катмайского подтипа (название дано в честь извержения на Аляске в окрестностях вулкана Катмаи в 1912 году) отличаются выбрасыванием огромных масс (во время извержения Катмаи суммарный объём продуктов составил около 28 (по некоторым оценкам до 35) куб.км) раскалённого вулканического песка, пемзы и газа, происходящим из системы многочисленных трещин. Куполообразующие извержения иногда сопровождаются раскалёнными или достаточно охлажденными лавинами, а также грязевыми потоками. Ультравулканский (плинианский) подтип (Везувий, 79 г., Сент-Хеленс., 1980 и др.) выражается в наиболее сильных взрывах, выбрасывающих огромные количества обломков лав и пород стенок канала. Извержение Кракатаунского типа (Кракатау, 1883) отличается от плинианского дополнительным явлением - образованием цунами. Извержения подводных вулканов, расположенных в очень глубоких местах, обычно незаметны, так как большое давление воды препятствует взрывным извержениям. В мелких местах извержения выражаются взрывами (выбросами) огромных количеств пара и газов, переполненных мелкими обломками лавы. Газовый взрыв, вызванный давлением пара нагретых грунтовых вод (либо давлением пара, возникшего в результате таяния снега на проснувшемся вулкане и просачиванием воды в подводящий канал) называется фреатическим извержением.
Расположение вулканов на ЗемлеПравить
В условиях отсутствия среди вулканологов единого определения понятия "действующий вулкан" действующими считаются от 500 до 1000 и более вулканов. Большинство из них расположены в нескольких вулканических поясах:
- Тихоокеанский пояс ("огненное кольцо")
- Средиземноморский пояс (вулканы Апеннинского полуострова, Сицилии, Липарских островов,Эгейского моря, Малой Азии, Кавказа, Иранского нагорья, Зондских островов.
- Атлантический пояс: острова Исландия, Азорские, Вознесения, Св. Елены, Мадейра, Канарские, Зелёного мыса, Тристан-да-Кунья и др.)
- Индийский пояс: Каморские острова, о. Маврикий, Реюньон,Кергелен, Принс-Эдуард и др.)
- Восточно-Африканский пояс (вдоль Великих Африканских разломов).
Продукты вулканического изверженияПравить
Продукты извержений могут быть газообразными (вулканические газы), жидкими (лава) и твёрдыми (вулканиты). Вулканические газы подразделяются на эруптивные, выделяющиеся в ходе извержения, и фумарольные, выделяющиеся в период спокойной деятельности вулкана. В состав вулканических газов входят пары H2O, HCL, HF, H2, H2S, CO, CO2 и летучие соединения (преимущественно галогены) с многими химическими элементами. Фумарольные газы с преобладающим составом сернистого газа и сернистых соединений называются сольфаторами, с преобладанием угольной кислоты - мофеттами, с преобладанием паров борной кислоты - соффиони. Деятельностью вулканических газов в области подземных вод обусловлена деятельность горячих источников.
Излившийся на поверхность магматический расплав называется лавой. Вследствие дегазации магмы при излиянии, лава в значительной мере лишена летучих компонентов. Вязкость лавы зависит от состава пород и температуры. Наиболее подвижны базальтовые лавы, образующие лавовые озёра (Килауэа) и длинные (десятки километров) потоки небольшой (метры) мощности. Наиболее вязкими являются лавы кислого состава, образующие лавовые купола и короткие (километры) мощные (десятки метров) лавовые потоки. Начальная температура лавы Гавайских островов - до 1 200 град.С. Самый длинный лавовый поток находится в Исландии, его длина 140 км. Этот поток излился при трещинном извержении вулкана Лаки в июне 1783 года и заполнил собой ущелья рек Скафтау (глубиной до 180 м) и Хвервисфольоут. Скорость движения лавового потока может достигать 60 и даже 100 км/ч на начальном отрезке. При остывании лава становится более вязкой, скорость её снижается. Уже на расстоянии сотен метров от места излияния существенно снижается скорость потока и застывают его борта. Поверхность лавового потока при остывании образует застывшую кору с глыбовой (у лавы основного состава) или волнистой (кислый состав) поверхностью. Под корой сохраняется существенно более высокая температура, так как кора обладает теплоизоляционными свойствами.. Например, температура коры лавового потока, измеренная вулканологами В.Ф. Попковым и И.З. Ивановым в ходе дрейфа по коре лавы в 1938 г. составляла 270 - 300 град., а на глубине 40 см. - уже 870 град. Вследствие этого под застывшей корой лава сохраняет текучесть, и, продвигаясь вперёд, сохраняет за собой полости в виде подземных туннелей. Эти туннели на Гавайских островах достигают высоты нескольких метров и тянутся на километры. Остывание лавового потока сопровождается развитием поперечной и продольной трещинности, разбивающей поток на отдельные вертикальные многогранные блоки, имеющих обычно несколько метров высоты и 10 - 20 см. в поперечнике ("столбчатая отдельность)". При наличии трещин, идущих по кривым поверхностям, образуется "шаровая отдельность" - глыбы с округлёнными очертаниями.
.jpg)
Твёрдые (син. вулканиты, пирокластические, вулканогенно-обломочные) породы образуются при взрывных извержениях. Они разделяются на две основные категории - рыхлые и уплотнённо-сцементированные (туфы, туфобрекчии). Кроме того, выделяют промежуточные типы вулканитов - туфолавы и игнимбриты. Рыхлые вулканиты называются тефрой. Они подразделяются по размеру. Данная классификация является чисто качественной.
- Вулканический пепел. Представляет собой мельчайшие (до 1 - 2 мм.) частицы пород, раздробленные взрывом. На пепел приходится основная доля пирокластического материала. Во время мощных взрывных извержений огромные тучи вулканического пепла и газа, поднимающиеся над вулканом, образуют плинианские (эруптивные) колонны, достигающие 1 - 10 и, в исключительных случаях, десятков километров в высоту. Объём пепла достигает кубического километра и более. В этих случаях пепел разносится воздушными течениями на огромные расстояния, со скоростью около 80 - 100 км/ч. При извержении вулкана Пинатубо граница пеплопада проходила на расстоянии нескольких тысяч километров. Пепел извержения вулкана Кракатау распространился по всей Земле. Крупные масса пепла представляют опасность для воздушных перелётов. Извержение вулкана Сент-Хеленс привело к временному прекращению полётов практически над всей территорией США. Ось пеплопада определяет направление, в котором выпало наибольшее количество пепла. Пеплопады мощных извержений образуют обширные пепловые горизонты, изучение которых позволяет определять время и место крупных доисторических извержений.
- Вулканический песок - состоит из тех же пород, раздробленных на более крупные частицы (2 - 4 мм).
- Лапилли - округлые или угловатые вулканиты, размер которых определяется диапазоном от горошины до грецкого ореха. Состоят как из слагающих вулкан пород, так и из свежей лавы.
- Вулканические бомбы - комки жидкой или пластической лавы, принявшие в полёте ту или иную форму. Размер вулканических бомб - от нескольких сантиметров до нескольких метров.
- Вулканические глыбы - крупные обломки вулканической постройки, разрушенной взрывом.
Оценка энергии вулканического извержения. Шкала эксплозивности.Править
Система международной классификации эксплозивных извержений VEI ставит в соответствие индексу эксплозивности главный параметр извержения - объём продуктов, а также высоту эруптивной колонны и продолжительность извержения. Энергия извержения с VEI n в 10 раз превосходит энергию извержения c VEI n-1. Индексу VEI = 1 соответствует извержение объёмом 1 млн. кубометров., 2 - 10 млн., и т.д. Извержения объёмом 1 - 10 куб. км. (Ксудач 1907, Безымянный 1956, Сент-Хеленс 1980 соответствуют значению 5, извержения объёмом 10 - 100 куб. км (Кракатау 1883, Катмай-Новарупта 1912, Пинатубо 1991) - 6. Единственное историческое извержение с VEI 7 - извержение вулкана Тамбора в Индонезии (1815). Существует оценка интенсивности извержения - отношения объёма тефры и периода извержения. Интенсивность таких извержений, как Сент-Хеленс или вулкана Шивелуч (1964) составляла десятки тысяч кубометров в секунду, у Катмайского извержения она достигала 140 тыс. кубометров в секунду (за 60 часов было извержено 28 куб.км).