Матеріали для Нової української школи 1 клас - планування, розробки уроків, дидактичні та методичні матеріали, підручники та зошити

ГЕОГРАФІЯ - Золота колекція рефератів - 2018

ВУЛКАНИ

План

1. Загальна характеристика.

2. Вулканічні продукти.

3. Типи вивержень.

4. Географія поширення вулканів.

5. Вулканічна небезпека.

ЗАГАЛЬНА ХАРАКТЕРИСТИКА

Вулкани — окремі височини над каналами й тріщинами земної кори, якими із глибинних магматичних вогнищ виводяться на поверхню продукти виверження. Вулкани зазвичай мають форму конуса з вершинним кратером (глибиною від декількох до сотень метрів і діаметром до 1,5 км). Під час вивержень іноді відбувається обвалення вулканічної споруди з утворенням кальдери — великої западини діаметром до 16 км і завглибшки до 1000 м. При підніманні магми зовнішній тиск слабшає, пов’язані з нею гази і рідкі продукти вириваються на поверхню, і відбувається виверження вулкана. Якщо на поверхню виносяться давні гірські породи, а не магма, і серед газів переважає водяна пара, що утворилася при нагріванні підземних вод, то таке виверження називають фреатичним. До діючих належать вулкани, що вивергалися в історичний час або такі, що виявляли інші ознаки активності (викидання газів і пари тощо). Деякі вчені вважають діючими ті вулкани, про які достеменно відомо, що вони вивергалися протягом останніх 10 тис. років. Наприклад, до діючих слід зараховувати вулкан Ареналь у Коста-Риці, оскільки при археологічних розкопках стоянки первісної людини в цьому районі був виявлений вулканічний попіл, хоча вперше на нам’яті людей його виверження відбулося 1968 р., а до цього жодних ознак активності не виявлялося. Вулкани відомі не тільки на Землі. На знімках, зроблених з космічних апаратів, виявлені величезні древні кратери на Марсі й безліч діючих вулканів на 1о, супутнику Юпітера.

ВУЛКАНІЧНІ ПРОДУКТИ

Лава — це магма, що виливається на земну поверхню при виверженнях, а потім твердішає. Виливання лави може відбуватися з основного вершинного кратера, бічного кратера на схилі вулкана або з тріщин, зв'язаних із вулканічним вогнищем. Вона стікає вниз уздовж схилу у вигляді лавового потоку. У деяких випадках відбувається виливання лави в рифтових зонах величезної довжини. Наприклад, в Ісландії в 1783 р. у межах ланцюга кратерів Лакі, що витягнувся уздовж тектонічного розламу на відстань близько 20 км, відбувся вилив -12,5 км3 лави, що розподілилася на площі -570 км2.

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

Середній хімічний склад деяких лав (у вагових відсотках)

Оксиди

Нефеліновий базальт

Базальт

Андезит

Дацит

Фоноліт

Трахіт

Ріоліт

SiO,

37,6

48,5

54,1

63,6

56,9

60,2

73,1

А1

10,8

14,3

17,2

16,7

20,2

17,8

12,0

Fe2О3

5,7

3,1

3,5

2,2

2,3

2,6

2,1

FeO

8,3

8,5

5,5

3,0

1.8

1,8

1,6

MgO

13,1

8,8

4,4

2,1 .

0,6

1,3

0,2

CaO

13,4

10,4

7,9

5,5

1,9

2,9

0,8

Na20

3,8

2,3

3,7

4,0

8,7

5,4

4,3

K20

1.0

0,8

1,1

1,4

5,4

6,5

4,8

H20

1,5

0,7

0,9

0,6

1,0

0,5

0,6

ТіО2

2,8

2,1

1,3

0,6

0,6

0,6

0,3

PA

1,0

0,3

0,3

0,2

0,2

0,2

0,1

MnO

0,1

0,2

0,1

0,1

0,2

0,2

0,1

Існує безліч типів вулканічних порід, що розрізняються за хімічним складом. Найчастіше зустрічаються чотири типи, приналежність до яких установлюється за вмістом у породі двооксиду кремнію: базальт — 48-53 %, андезит — 54-62 %, дацит — 63-70 %, ріоліт — 70-76 %. Породи, у яких кількість двооксиду кремнію менша, у великій кількості містять магній і залізо. При остиганні лави значна частина розплаву утворює вулканічне скло, у масі якого зустрічаються окремі мікроскопічні кристали. Виняток складають так звані фенокристали — великі кристали, що утворилися в магмі ще в надрах Землі й винесені на поверхню потоком рідкої лави. Найчастіше фенокристали представлені польовими шпатами, олівіном, піроксеном і кварцом. Породи, що містять фенокристали, зазвичай називають порфіритами. Колір вулканічного скла залежить від кількості наявного в ньому заліза: чим більше заліза, тим воно темніше. Таким чином, навіть без хімічних аналізів можна здогадатися, що світлозабарвлена порода — це ріоліт або дацит, темнозабарвлена — базальт, сірого кольору — андезит. За наявними у породі мінералами визначають її тип. Так, наприклад, олівін— мінерал, що містить залізо й магній, характерний для базальтів, кварц — для ріолітів.

У міру підняття магми до поверхні гази, що виділяються, утворюють дрібні пухирці діаметром найчастіше до 1,5 мм, рідше до 2,5 см. Вони зберігаються в застиглій породі. Так утворюються пухирчасті лави. У залежності від хімічного складу лави розрізняються за в'язкістю або рідкістю. При високому вмісті двооксиду кремнію (кремнезему) лава характеризується високою в’язкістю. В’язкість магми і лави значною мірою визначає характер виверження й тип вулканічних продуктів. Рідкі базальтові лави з низьким умістом кремнезему утворюють протяжні лавові потоки завдовжки більше 100 км (наприклад, відомо, що один з лавових потоків в Ісландії простягнувся на 145 км). Потужність лавових потоків зазвичай складає від 3 до 15 м. Більш рідкі лави утворюють тонші потоки. На Гаваях часто зустрічаються потоки завтовшки 3- 5 м. Коли на поверхні базальтового потоку починається затвердіння, його внутрішня частина може залишатися в рідкому стані, продовжуючи текти і залишаючи за собою витягнуту порожнину, або лавовий тунель. Наприклад, на о. Лансарот (Канарські острови) великий лавовий тунель простягнувся на 5 км.

Поверхня лавового потоку буває рівною й хвилястою (на Гаваях така лава називається пахоехое) або нерівною (аа-лава). Гаряча лава, що має високу рідкість, може просуватися зі швидкістю більше 35 км/год, однак частіше її швидкість не перевищує декількох метрів на годину. У повільному потоці шматки застиглої верхньої кірки можуть відвалюватися й перекриватися лавою, у результаті в придонній частині формується зона, збагачена уламками. При застиганні лави іноді утворюються стовпчасті окремості (багатогранні вертикальні колони діаметром від декількох сантиметрів до 3 м) або тріщинуватості, перпендикулярні до поверхні, що остигає. При виливанні лави в кратер або кальдеру формується лавове озеро, яке згодом остигає. Наприклад, таке озеро утворилося в одному з кратерів вулкана Кілауеа на о. Гаваї під час вивержень 1967-1968 рр., коли лава надходила в цей кратер зі швидкістю 1,1 • 106 м3/год (частково лава згодом повернулася в жерло вулкана). У сусідніх кратерах за 6 місяців товщина кірки застиглої лави на лавових озерах досягла 6,4 м.

Купола, маари і туфові кільця. Дуже в’язка лава (найчастіше дацитового складу) при виверженнях через основний кратер або бічні тріщини утворює не потоки, а купол діаметром до 1,5 км і заввишки до 600 м. Наприклад, такий купол сформувався в кратері вулкана Сент-Хеленс (США) після винятково сильного виверження в травні 1980 р. Тиск під куполом може зростати, а через кілька тижнів, місяців або років він може бути знищений при наступному виверженні. В окремих частинах купола магма піднімається вище, ніж в інших, і в результаті над його поверхнею виступають вулканічні обеліски — брили або шпилі застиглої лави, часто заввишки в десятки і сотні метрів. Після катастрофічного виверження 1902 р. вулкана Монтань-Пеле на о. Мартиніка в кратері утворився лавовий шпиль, що за добу виростав на 9 м і в результаті сягнув висоти 250 м, а через рік завалився. На вулкані Усу на о. Хоккайдо (Японія) 1942 р. протягом перших трьох місяців після виверження лавовий купол Сева-Синдзан виріс на 200 м. Його грузла лава пробилася крізь товщу осадів, що утворилися раніше. Маар — вулканічний кратер, який утворився при вибуховому виверженні (найчастіше при підвищеній вологості порід) без виливання лави. Кільцевий вал з уламкових порід, викинутих вибухом, при цьому не формується, на відміну від туфових кілець — також кратерів вибухів, що зазвичай оточені кільцями уламкових продуктів.

Уламковий матеріал, що викидається в повітря під час виверження, називають тефрою, або тирокластичпими уламками. Так само називаються і сформовані ними відкладення. Уламки пірокластичних порід бувають різного розміру. Найбільші з них — вулканічні брили. Якщо продукти в момент викидання настільки рідкі, що застигають і набувають форми ще в повітрі, то утворюються т. зв. вулканічні бомби. Матеріал завбільшки менше 0,4 см зараховують до попелу, а уламки завбільшки від горошини до волоського горіха — до лапілі. Затверділі відкладення, що складаються з лапілі, називаються лапіліевим туфом. Виділяються кілька видів тефри, що розрізняються за кольором і пористістю. Світлозабарвлена, пориста, така, що не тоне у воді тефра називається пемзою. Темна пухирчаста тефра, що складається з уламків завбільшки з лапілі, називається вулканічним шлаком. Шматочки рідкої лави, що недовго знаходяться в повітрі н не встигають повністю затвердіти, утворюють бризи, що часто складають невеликі конуси розбризкування поблизу місць виходу лавових потоків. Якщо ці бризи спікаються, то сформовані пірокластичні відкладення називають аглютинатами. Зависла в повітрі суміш дуже дрібного пірокластичного матеріалу і нагрітого газу, викинута при виверженні з кратера або тріщин, що рухається над поверхнею ґрунту зі швидкістю -100 км/год, утворює попільні потоки. Вони поширюються на багато кілометрів, іноді долаючи водні простори й височини. Ці утворення відомі також під назвою пекучих хмар; вони настільки розпечені, що світяться вночі.

У попільних потоках можуть бути присутніми також великі уламки, у тому числі й шматки породи, вирвані зі стінок жерла вулкана. Найчастіше пекучі хмари утворюються при обваленні стовпа попелу й газів, що викидаються вертикально з жерла. Під дією сили ваги, яка протидіє тискові газів, що викидаються, крайові частини стовпа починають осідати й спускатися уздовж схилу вулкана у вигляді розпеченої лавини. У деяких випадках пекучі хмари виникають на периферії вулканічного купола або біля основи вулканічного обеліска. Можливим є також їх викидання з кільцевих тріщин навколо кальдери. Відкладення попільних потоків утворюють вулканічну породу ігнімбрит. Ці потоки транспортують як дрібні, так і великі фрагменти пемзи. Якщо ігнімбрити відкладаються досить потужним шаром, внутрішні горизонти можуть мати настільки високу температуру, що уламки пемзи плавляться, утворюючи спечений ігнімбрит, або спечений туф. У міру остигання породи у її внутрішніх частинах може утворитися стовпчаста окремість, причому менш чіткої форми і більша, ніж аналогічні структури в лавових потоках. Невеликі пагорби, що складаються з попелу й брил різної величини, утворюються в результаті спрямованого вулканічного вибуху (як, наприклад, при виверженнях вулканів Сент-Хеленс у 1980 р. і Безіменного на Камчатці в 1965 р.). Спрямовані вулканічні вибухи являють собою досить рідкісне явище. Створені ними відкладення легко сплутати з відкладеннями уламкових порід, із якими вони часто межують. Наприклад, при виверженні вулкана Сент-Хеленс безпосередньо перед спрямованим вибухом відбулося сходження лавини щебеню.

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

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

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

струмені пари; найчастіше це дощова вода, що нагрілася при зіткненні з розпеченим потоком лави.

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

Цунамі — величезні морські хвилі, пов’язані головно з підводними землетрусами, але іноді виникають при вулканічних виверженнях на дні океану, що можуть викликати утворення декількох хвиль, які йдуть одна за одною з інтервалом від декількох хвилин до декількох годин. Виверження вулкана Кракатау 26 серпня 1883 р. і подальше обвалення його кальдери супроводжувалося цунамі заввишки більше 30 м, що спричинило численні людські жертви на узбережжях Яви і Суматри.

ТИПИ ВИВЕРЖЕНЬ

Продукти, що виходять на поверхню під час вулканічних вивержень, істотно розрізняються за складом й обсягом. Самі виверження мають різну інтенсивність і тривалість. На цих характеристиках і Грунтується найбільш уживана класифікація типів вивержень. Але буває, що характер вивержень змінюється від однієї події до іншої, а іноді в процесі того самого виверження.

Плініанський тип називається за іменем римського вченого Плінія Старшого, котрий загинув при виверженні Везувію в 79 р. н. е. Виверження цього типу характеризуються найбільшою інтенсивністю (в атмосферу на висоту 20-50 км викидається велика кількість попелу) і відбуваються безупинно протягом декількох годин і навіть днів. Пемза дацитового або ріолітового складу утворюється з грузлої лави. Продукти вулканічних викидів укривають велику площу, а їхній обсяг коливається від 0,1 до 50 км3 і більше. Виверження може завершитися обваленням вулканічної споруди й утворенням кальдери. Іноді при виверженні виникають пекучі хмари, але лавові потоки утворюються не завжди. Дрібний попіл сильним вітром із швидкістю до 100 км/год розноситься на великі відстані. Попіл, викинутий 1932 р. вулканом Серро-Асуль у Чилі, був виявлений за 3000 км від нього. До нлініанського типу належить також сильне виверження вулкана Сент-Хеленс (шт. Вашингтон, США) 18 травня 1980 р., коли висота еруптивного стовпа досягала 6000 м. За 10 годин безперервного виверження було викинуто близько 0,1 км3 тефри і більше 2,35 т сірчистого ангідриду. При виверженні Кракатау (Індонезія) 1883 р. обсяг тефри склав 18 км3, а попільна хмара піднялася на висоту 80 км. Основна фаза цього виверження тривала приблизно 18 годин.

Аналіз 25 найсильніших історичних вивержень показує, що періоди спокою, які передували плініанським виверженням, складали в середньому 865 років.

Пелейський тип. Виверження цього типу характеризуються дуже грузлою лавою, що твердішає до виходу з жерла з утворенням одного або декількох екструзивних куполів, вижиманням над ним обеліска, викидами пекучих хмар. До цього типу належало виверження 1902 р. вулкана Монтань-Пеле на о. Мартиніка.

Вулканський тип. Виверження цього типу (назва походить від о. Вулькано в Середземному морі) нетривалі — від декількох хвилин до декількох годин, але поновлюються кожні кілька днів або тижнів протягом декількох місяців. Висота еруптивного стовпа сягає 20 км. Магма текуча, базальтового або андезитового складу. Характерним є формування лавових потоків, а попільні викиди й екструзивні куполи виникають не завжди. Вулканічні споруди побудовані з лави і пірокластичного матеріалу (стратовулкани). Обсяг таких вулканічних споруд досить великий — від 10 до 100 км3. Вік стратовулканів складає від 10000 до 100 000 років. Періодичність вивержень окремих вулканів не встановлена. До цього типу належить вулкан Фуего у Гватемалі, що викидається кожні кілька років, викиди попелу базальтового складу іноді сягають стратосфери, а їхній обсяг при одному з вивержень склав 0,1 км3.

Стромболіапський тип. Цей тип названий за іменем вулканічного о. Стромболі в Середземному морі. Стромболіанське виверження характеризується безперервною еруптивною діяльністю протягом декількох місяців або навіть років і недуже великою висотою еруптивного стовпа (рідко вище 10 км). Відомі випадки, коли відбувалося розбризкування лави в радіусі -300 м, але майже уся вона поверталася в кратер. Характерними є лавові потоки. Попільні покрови мають меншу площу, ніж при виверженнях вулканського типу. Склад продуктів вивержень зазвичай базальтовий, рідше — андезитовий. Вулкан Стромболі знаходиться в стані активності протягом більше 400 років, вулкан Ясур на о. Танна (Вануату) у Тихому океані — протягом більше 200 років. Будова жерл і характер вивержень у цих вулканів дуже близькі. Деякі виверження стромболіанського типу створюють шлакові конуси, що складаються з базальтового або, рідше, андезитового шлаку. Діаметр шлакового конуса біля основи коливається від 0,25 до 2,5 км, середня висота складає 170 м. Шлакові конуси зазвичай утворюються протягом одного виверження, а вулкани називаються моногенними. Так, наприклад, при виверженні вулкана Парікутин (Мексика) за період із початку його активності 20 лютого 1943 р. до закінчення 9 березня 1952 р. утворився конус вулканічного шлаку заввишки 300 м, попелом були засипані околиці, а лава поширилася на площі 18 км2 і знищила кілька населених пунктів.

Гаванський тип вивержень характеризується виливами рідкої базальтової лави. Фонтани лави, що викидається з тріщин або розламів, можуть сягати заввишки 1000 м, а іноді й 2000 м. Пірокластичних продуктів викидається мало, більшу їхню частину складають бризки, що падають поблизу джерела виверження. Лави виливаються з тріщин, отворів (жерл), розташованих уздовж тріщини, або кратерів, що іноді вміщає лавові озера. Коли жерло тільки одне, лава розтікається радіально, утворюючи щитовий вулкан з дуже положистими — до 10° — схилами (у стратовулканів шлакові конуси й крутизна схилів близько 30°). Щитові вулкани складені шарами порівняно тонких лавових потоків і не містять попелу (наприклад, відомі вулкани на о. Гаваї — Мауна-Лоа й Кілауеа). Перші описи вулканів такого типу стосуються вулканів Ісландії (наприклад вулкан Крабла на півночі Ісландії, розташований у рифтовій зоні). Дуже близькі до гавайського типу виверження вулкана Фурнез на о. Реюньон в Індійському океані.

Інші типи вивержень. Відомі й інші типи вивержень, але вони зустрічаються набагато рідше. Як приклад можна навести підводне виверження вулкана Сюртсей в Ісландії 1965 р., у результаті якого утворився острів.

ГЕОГРАФІЯ ПОШИРЕННЯ ВУЛКАНІВ

Розподіл вулканів па поверхні земної кулі найкраще пояснюється теорією тектоніки плит, відповідно до якої поверхня Землі складається з мозаїки рухливих літосферних плит. При їхньому зустрічному русі відбувається зіткнення, і одна з плит занурюється (підсувається) під іншу в так званій зоні субдукції, до якої приурочені епіцентри землетрусів. Якщо плити розсуваються, між ними утворюється рифтова зона. Прояви вулканізму пов’язані з цими двома ситуаціями. Вулкани зони субдукції розташовуються на межі плит, що підсовують одна під одну. Відомо, що океанські плити, які утворюють дно Тихого океану, занурюються під материки й острівні дуги. Області субдукції відзначені в рельєфі дна океанів глибоководними жолобами, рівнобіжними до берега. Вважається, що в зонах занурення плит на глибинах 100-150 км формується магма, при піднятті якої до поверхні відбувається виверження вулканів. Оскільки кут занурення плити часто близький до 45°, вулкани розташовуються між сушею і глибоководним жолобом приблизно на відстані 100-150 км від осі останнього й у плані утворюють вулканічну дугу, що повторює обриси жолоба і берегової лінії.

Іноді говорять про «вогненне кільце» вулканів навколо Тихого океану. Однак це кільце переривчасте (як, наприклад, у районі центральної й південної Каліфорнії), тому що субдукція відбувається не повсюдно. Вулкани рифтових зон існують в осьовій частині Серединно-Атлантичного хребта й уздовж Східно-Африканської системи розламів. Є вулкани, пов’язані з «гарячими точками», то розташовуються усередині плит у місцях підйому до поверхні мантійних струменів (багатої на гази розпеченої магми), наприклад, вулкани Гавайських островів. Вважається, що ланцюг цих островів, витягнутий у західному напрямку, утворився в процесі дрейфу на захід Тихоокеанської плити при русі над «гарячою точкою». Зараз ця «гаряча точка» розташована під діючими вулканами о. Гаваї. У напрямку на захід від цього острова вік вулканів поступово зростає. Тектоніка плит визначає не тільки місце розташування вулканів, але й тип вулканічної діяльності. Гавайський тип вивержень переважає в районах «гарячих точок» (вулкан Фурнез на о. Реюньон) і в рифтових зонах. Плініанський, пелейський і вулканський типи характерні для зон субдукції. Відомі й винятки, наприклад стромболіанський тип спостерігається в різних геодинамічних умовах.

Вулканічна активність: повторюваність і просторові закономірності. Щорічно вивергаються приблизно 60 вулканів, причому й у попередній рік відбувалося виверження приблизно третини з них. Є відомості про 627 вулканів, що викидалися за останні 10 тис. років, і про 530 — в історичний час, причому 80 % із них приурочені до зон субдукції. Найбільша вулканічна активність спостерігається в Камчатському і Центральноамериканському регіонах, більш спокійними є зони Каскадного хребта, Південних Сандвічевих островів і південного Чилі.

Вулкани і клімат. Вважається, що після вивержень вулканів середня температура атмосфери Землі знижується на кілька градусів за рахунок викиду дрібних часток (менше 0,001 мм) у вигляді аерозолів і вулканічного пилу (при цьому сульфатні аерозолі і тонкий пил при виверженнях потрапляють у стратосферу) і зберігається там протягом 1-2 років. Цілком ймовірно, таке зниження температури спостерігалося після виверження вулкана Агунг на о. Балі (Індонезія) 1962 р.

ВУЛКАНІЧНА НЕБЕЗПЕКА

Виверження вулканів загрожують життю людей і завдають матеріальної шкоди. Після 1600 р. в результаті вивержень і пов’язаних із ними селів і цунамі загинуло 168 тис. чоловік, жертвами хвороб і голоду, що виникли після вивержень, стали 95 тис. чоловік. Унаслідок виверження вулкана Монтань-Пеле 1902 р. загинуло ЗО тис. чоловік. У результаті сходу селів із вулкана Руїс у Колумбії 1985 р. загинули 20 тис. чоловік. Виверження вулкана Кракатау 1883 р. призвело до утворення цунамі, яке забрало життя 36 тис. чоловік. Характер небезпеки залежить від дії різних факторів. Лавові потоки руйнують будинки, перекривають дороги і сільськогосподарські землі, які на багато сторіч виключаються з господарського використання, поки в результаті процесів вивітрювання не сформується новий грунт. Темпи вивітрювання залежать від кількості атмосферних опадів, температурного режиму, умов стоку й характеру поверхні. Так, наприклад, на більш зволожених схилах вулкана Етна в Італії землеробство на лавових потоках відновилося тільки через 300 років після виверження. Унаслідок вулканічних вивержень на дахах будинків накопичуються потужні шари попелу, що загрожує їхнім обваленням. Потрапляння в легені дрібних часток попелу призводить до загибелі худоби. Завись попелу в повітрі становить небезпеку для автомобільного й повітряного транспорту. Часто на час попелопадів закривають аеропорти. Попелові потоки, що становлять собою розпечену суміш завислого дисперсного матеріалу і вулканічних газів, переміщаються з великою швидкістю. У результаті від опіків і ядухи гинуть люди, тварини, рослини і руйнуються будинки.

Давньоримські міста Помпеї і Геркуланум потрапили в зону дії таких потоків і були засипані попелом під час виверження вулкана Везувій. Вулканічні гази, виділювані вулканами будь-якого типу, піднімаються в атмосферу і зазвичай не заподіюють шкоди, однак частково вони можуть повертатися па поверхню землі у вигляді кислотних дощів. Іноді рельєф місцевості сприяє тому, що вулканічні гази (сірчистий газ, хлористий водень або вуглекислий газ) поширюються біля поверхні землі, знищуючи рослинність або забруднюючи повітря в концентраціях, що перевищують гранично припустимі норми. Вулканічні гази можуть завдавати і непрямої шкоди. Так, з’єднання фтору, що містяться в них, захоплюються попільними частками, а при випаданні їх на земну поверхню заражають пасовища й водойми, викликаючи важкі захворювання худоби. У такий самий спосіб можуть бути забруднені відкриті джерела водопостачання населення. Величезні руйнування викликають також грязе-кам’яні потоки й цунамі.

Прогноз вивержень. Для прогнозування вивержень складаються карти вулканічної небезпеки з показом характеру й ареалів поширення продуктів минулих вивержень і ведеться моніторинг провісників вивержень. До таких провісників належить частота слабких вулканічних землетрусів; якщо зазвичай їхня кількість не перевищує 10 за одну добу, то безпосередньо перед виверженням зростає до декількох сотень. Ведуться інструментальні спостереження за навіть незначними деформаціями поверхні. Точність вимірювань вертикальних переміщень, що фіксуються, наприклад, лазерними приладами, складає -0,25 мм, горизонтальних — 6 мм, що дозволяє виявляти нахил поверхні всього в 1 мм на півкілометра. Дані про зміну висоти, відстані й нахилів використовуються для виявлення центру спучування, що передує виверженню, або прогинання поверхні після нього. Перед виверженням підвищуються температури фумарол, іноді змінюється склад вулканічних газів і інтенсивність їх виділення. Явища-передвісники, що передували більшості досить повно задокументованих вивержень, подібні між собою. Однак з упевненістю прогнозувати, коли саме відбудеться виверження, дуже важко.

Вулканологічні обсерваторії. Для передбачення можливого виверження ведуться систематичні інструментальні спостереження в спеціальних обсерваторіях. Найстарша вулканологічна обсерваторія була заснована в 1841-1845 рр. на Везувію в Італії, потім з 1912 р. почали діяти обсерваторія па вулкані Кілауса на о. Гаваї і приблизно одночасно — кілька обсерваторій у Японії. Моніторинг вулканів проводиться також у США (у тому числі на вулкані Сент-Хеленс), Індонезії, в обсерваторії біля вулкана Мерапі на о. Ява, в Ісландії, у Росії Інститутом вулканології РАН (Камчатка), Рабауле (Папуа — Нова Гвінея), на островах Гваделупа і Мартишка у Вест-Індії, початі програми моніторингу в Коста-Риці й Колумбії.

Методи оповіщення. Попереджати про можливу вулканічну небезпеку і вживати заходів щодо зменшення наслідків повинна цивільна влада, якій вулканологи надають необхідну інформацію. Система оповіщення населення може бути звуковою (сирени) або світловою (наприклад, на шосе біля підніжжя вулкана Сакурадзіма в Японії миготливі сигнальні вогні попереджають автомобілістів про випадання попелу). Встановлюються також попереджуючі прилади, що спрацьовують при підвищених концентраціях небезпечних вулканічних газів, наприклад сірководню. На дорогах у небезпечних районах, де йде виверження, розміщають дорожні загородження.

Зменшення небезпеки, пов’язаної з вулканічними виверженнями. Для зниження вулканічної небезпеки використовуються як складні інженерні споруди, так і зовсім прості способи. Наприклад, при виверженні вулкана Міякедзіма в Японії 1985 р. успішно застосовувалося охолодження фронту лавового потоку морською водою. Влаштовуючи штучні проломи в застиглій лаві, що обмежувала потоки на схилах вулканів, вдавалося змінювати їхній напрямок. Для захисту від грязе-кам’яних потоків — лахарів — застосовують огороджувальні насипи й дамби, що спрямовують потоки у певне русло. Для запобігання виникненню лахара кратерне озеро іноді спускають за допомогою тунелю (вулкан Келуд на о. Ява в Індонезії). У деяких районах встановлюють спеціальні системи спостереження за грозовими хмарами, що могли б принести зливи й активізувати лахари. У місцях випадання продуктів виверження споруджують різноманітні навіси і безпечні притулки.









загрузка...