profil

Wulkany, lodowce, skały osadowe, znaczenie lodowcow

poleca 85% 651 głosów

Treść
Grafika
Filmy
Komentarze

DZIAŁALNOŚĆ NISZCZĄCA I BUDUJĄCA LODOWCÓW I LĄDOLODÓW
Powstanie lodowców i lądolodów określają odpowiednie warunki klimatyczne, przede wszystkim obfite opady atmosferyczne w postaci śniegu i ujemna temperatura powietrza.
Warunki takie panują na obszarach wysokich gór oraz w wysokich szerokościach geograficznych kuli ziemskiej. Na terenach tych, przez większa część roku więcej śniegu przybywa niż ubywa wskutek tajania. Masy śniegu pod wpływem niskiej temperatury, dużej wilgotności powietrza i ciśnienia przekształcają się w FIRN, a następnie w zbity lód polodowcowy. Granica, powyżej której panują takie warunki to granica wiecznego śniegu.

Współcześnie istniejące masy lodowe ze względu na kształt i wielkość można podzielić na: lądolody, czapy lodowe i lodowce górskie.

LĄDOLODY (lodowce kontynentalne) to potężne, wypukłe pokrywy lodowe poruszające się szerokim frontem we wszystkich kierunkach (Antarktyda, Grenlandia). Ruch lodu w lądolodach odbywa się ku brzegom. Po dotarciu lodu do płytkiego morza powstają lodowce szelfowe, a na morzu głębokim odrywają się góry lodowe.

LODOWCE GÓRSKIE występują w wysokich górach świata. Lodowiec składa się z dwóch części: górnej - pola firnowego, dolnej - jęzora lodowcowego. Części te dzieli granica wiecznego śniegu.

POLE FIRNOWE - miejsce gromadzenia się śniegu i lodu (strefa akumulacji).

JĘZOR LODOWCOWY - obszar topnienia lodowca, ponieważ wykracza poza obszar zasilania i ulega topnieniu- ablacji.

TRANSGRESJA LODOWCA - posuwanie się czoła lodowca ku przodowi, jeżeli zasilanie przewyższa topnienie.

POSTÓJ LODOWCA - gdy topnienie i zasilanie równoważą się, lodowiec nie zmienia swojego zasięgu.

RECESJA LODOWCA - cofanie się lodowca, gdy topnienie jest większe niż zasilanie.
W zależności od ukształtowania powierzchni terenu oraz ilości opadów śniegu, lodowce przybierają różne formy:
· lodowiec alpejski - składa się z 1 pola firnowego i 1 jęzora,
· lodowiec himalajski - ma liczne, długie jęzory, które łączą się ze sobą jak dopływy rzek w rzekę główną,
· lodowiec skandynawski, tieldowy - na płaskich grzbietach górskich powstały lodowce w postaci czapy z krótkimi jęzorami.
· lodowiec piedmontowy - powstaje przez połączenie się lodowców spływających z gór w jedno pole lodowe u podnóża gór.
· lodowce wiszące lub zawieszone.
· lodowiec karowy - wypełnia tylko kar albo cyrk lodowcowy.
· lodowiec kurtenstański - nie ma połączenia z polem firnowym.
CZAPY LODOWE - zwane lodowcami fieldowymi, powstają na wysoko położonych płaskowyżach. Z wypukłego pola firnowego w różne strony spływają krótkie jęzory lodowcowe (niekiedy z szybkością 300 m rocznie). Występują na obszarach północnej Europy - Islandia, Norwegia.

NISZCZĄCA DZIAŁALNOŚĆ LODOWCA polega przede wszystkim na żłobieniu podłoża i zboczy dolin górskich materiałem skalnym wmarzniętym w lód w czasie jego ruchu. Materiał skalny zawarty w lodowcu nazywa się moreną; pochodzi on ze zwietrzelin dostających się w postaci lawin, obrywów lub innych ruchów masowych na pole firnowe, czy na jęzor lodowcowy, jak również ze zwietrzelin wmarzniętych w lód od spodu. Na twardych skałach niszcząca działalność lodowca objawia się w postaci wygładów (barańców) - ściany doliny U - kształtnej są wygładzone i tworzą się lustra lodowcowe, rys skierowanych zgodnie z ruchem lodowca.

Morena denna to masa gliniasto - gruzowa, którą przesuwający się lodowiec żłobi podłoże i w efekcie pogłębia dolinę. Dlatego też z pierwotnie V - kształtnych górskich dolin rzecznych powstają doliny o przekroju litery U. Przeobrażone przez lodowiec doliny mają strome zbocza i wklęsłe dna.

Materiał skalny, który znajduje się wewnątrz lodowca, a pochodzący z obydwów zboczy dolin nazywa się moreną wewnętrzną. Część tego materiału, gromadząca się na styku lodowca ze zboczem tworzy morenę boczną. Materiał gliniasto - gruzowy transportowany na powierzchni lodowca stanowi morenę powierzchniową. Ze wszystkich osadów transportowanych przez lodowiec powstają u jego czoła pagóry lub wzgórza zwane morenami czołowymi.

Dawne doliny lodowcowe zalane przez wody morskie, tworzą fiordy (np. w Norwegii, Nowej Zelandii, Grenlandii). W górnej części lodowca w polu firnowym, powstają kotły lodowcowe (kary, inaczej cyrki lodowcowe). Po stopieniu się lodu w kotłach lodowcowych tworzą się jeziora górskie ( np. Morskie Oko, Czarny Staw w Tatrach).

Obszarem powstania lądolodu był obszar Półwyspu Skandynawskiego, dzisiejsze Góry Skandynawskie.
4 glacjały: Gnz, Mindel, Riss, Wrm.
4 zlodowacenia w Polsce: Narwi, Sanu, Odry i Wisły.

I najstarsze zlodowacenie Narwi objęło: Polskę Północno - Wschodnią i prawdopodobnie obszar dzisiejszej strefy brzegowej.
II zlodowacenie Sanu sięgnęło po Karpaty (400 m n.p.m.), weszło do Bramy Morawskiej i oparło się o Sudety (pd. Polska)
III zlodowacenie Odry ( środkowa Polska) oparło się o Wyżynę Lubelską, wszedł jęzorem w przełom Wisły, Północne krawędzie Gór Świętokrzyskich, wszedł lodem w Nieckę Nidzicką, oparł się o Jurę Krakowsko - Częstochowską, wszedł w Wyżynę Śląską, Bramę Morawską i oparł się o Sudety.
IV zlodowacenie Wisły (Bałtyckie, pn. Polski) - zasięg wyznaczają południowe krańce Pojezierza Augustowskiego, Mazurskiego i Chełmskiego; wszedł jęzorem w dolinę Wisły aż po Płock, wzdłuż południowych granic Pojezierza Wielkopolskiego.

Interglacjał - okres ciepły pomiędzy zlodowaceniami.
I / II zlodowacenie - Interglacjał Podlaski
II / III zlodowacenie - Interglacjał Mazowiecki (Wielki)
III / IV zlodowacenie - Interglacjał Eemski - okres najcieplejszy (był klimat bułgarski, niecka Morza Bałtyckiego była wypełniona wodami Morza Eemskiego. Żuławy były zatoką morską, Gdańsk oblewany był z obydwu stron.

Na wschodzie Polski zasięg zlodowacenia jest mniejszy. Wynikiem tego jest ścieranie się dwóch frontów:
- lądolód ciepły atlantycki,
- lądolód zimny kontynentalny - sztywny, wolniej się porusza, dlatego zasięg jego jest mniejszy (trudniej pokonuje przeszkody).

LĄDOLODY wywarły ogromny wpływ na rzeźbę tych terenów, zmieniły układ sieci rzecznej i pozostawiły osady gliniaste, piaski i żwiry.
Na obszarach erozji lądolodu została zdarta wierzchnia warstwa skał (proces egzaracji) i materiał ten został przetransportowany i osadzony w dalekich odległościach na przedpolu lądolodu. Lądolody pozostawiły po sobie moreny denne i czołowe, które są formami akumulacji lodowcowej.

Moreny czołowe - usypywane wały, pagóry morenowe w czasie postoju lądolodu u jego czoła. Osiągają znaczne rozmiary (np. Wieżyca - 329 m n. p. m.). Materiał budujący to glina zwałowa, piaski, żwiry, głazy narzutowe różnej wielkości.

Morena czołowa:
morena typu akumulacyjnego (ablacyjnego)
morena typu spiętrzonego
morena z wyciśnięciem

Morena denna - tworzy się na dnie, po stopnieniu lodowca. Może być płaska, falista lub pagórkowata. Buduje ją glina zwałowa.
Powierzchnię moreny dennej urozmaicają wyżłobione przez wody płynące pod lodowcem zagłębienia rynnowe lub kotły wytopiskowe oraz zorientowane zgodnie z ruchem lodowca wały ozów i drumlinów oraz pagóry kemów, zbudowane głównie z piasków, żwirów, rzadziej glin, przy udziale wód roztopowych.
Na przedpolu lądolodu, głównie w czasie jego postoju wypływające z lodowca wody, przeciążone niesionym materiałem usypują rozległe stożki sandrowe (napływowe) zbudowane z piasków, żwirów, zwane sandrami.
Zdarzyło się, że wody pochodzące z topniejącego lądolodu, oddalając się od niego, spotykały się z wodami rzek, płynących z południa. Ich dalszy odpływ odbywał się zazwyczaj ze wschodu na zachód, w wyniku, czego powstały potężne pradoliny.
Zatamowanie przez wkraczający lodowiec odpływu rzecznego prowadzi do powstania jezior zastoiskowych, w których gromadzą się iły warwowe (warstwa jasna: pyły i piaski, muły drobnoziarniste; warstwa ciemna: latem do jeziora są dostarczane osady, zimą jezioro zamarza, woda jest nieprzewietrzana).

Osad warstwowy to osad 1 roku.
Ilość warstw = czas trwania powstawania stożka sandrowego.




Skały osadowe - powstawanie, opis, znaczenie gospodarcze
SKAŁY OSADOWE, skały powstałe na powierzchni skorupy ziemskiej w wyniku nagromadzenia materiału pod wpływem wietrzenia, procesów życiowych, sedymentacji i diagenezy; składają się z okruchów miner. i skalnych, pochodzących z niszczenia skał już istniejących, minerałów nowo powstałych, ze szkieletów miner. organizmów i ich szczątków oraz produktów rozkładu dawnych organizmów, także z produktów erupcji wulkanicznej i - w bardzo niewielkiej ilości - z materiału pochodzącego z przestrzeni kosmicznej.
Skały osadowe, zależnie od składu mineralnego i genezy dzielą się na:
a. skały okruchowe (klastyczne), zbud. głównie z okruchów mineralnych i skalnych dawnych skał (klastów); mogą być luźne lub scementowane np. spoiwem ilastym, krzemionkowym, węglanowym, żelazistym; ze względu na wielkość okruchów (ziarn)
b. skały ilaste, składające się głównie z minerałów ilastych (powyżej 50% masowych), z podrzędną zawartością pyłu kwarcowego, łyszczyków, tlenków i wodorotlenków żelaza i glinu, węglanów, siarczków oraz substancji org.; do skał ilastych należą gliny, iły, iłowce oraz łupki ilaste;
c. skały pochodzenia chemicznego, powstałe przez wytrącenie się i osadzenie rozpuszczonych w wodzie substancji miner.; należą dolomity, niektóre wapienie, skały gipsowe i solne;
d. skały organogeniczne, składające się głównie ze szczątków organizmów zwierzęcych, pierwotniaczych lub roślinnych albo powstałe przez wytrącenie się substancji miner. szczątki org. mogą być scementowane węglanami, krzemionką lub spoiwem żelazistym; należą m.in. wapienie (rafowe, numulitowe i in.), kreda, diatomity, radiolaryty, fosforyty, węgle.
PIASKOWIEC, zwięzła osadowa skała okruchowa powstała wskutek scementowania ziarn piasku. Piaskowce są skałami b. rozpowszechnionymi; w Polsce występują w Karpatach (np. piaskowce ciężkowickie, godulskie, krośnieńskie), w G. Świętokrzyskich (piaskowce szydłowieckie, wąchockie i in.), na Dolnym Śląsku (okolice Bolesławca, Lwówka Śląskiego, Złotoryi, Kłodzka). Stosowane jako materiał bud., drogowy, rzeźb., do wyrobu kamieni młyńskich, materiałów ogniotrwałych i kwasoodpornych, tarcz szlifierskich, osełek i in.

BREKCJA, druzgot, skała składająca się ze scementowanych, ostrokrawędzistych okruchów minerałów i skał; geneza b. jest rozmaita; b. osadowa powstaje wskutek nagromadzenia się ostrokrawędzistych fragmentów skalnych na miejscu wietrzenia skały pierwotnej lub w niewielkiej od niego odległości; do b. osadowych zalicza się też b. kostną, składającą się z kości i zębów ssaków (w Polsce występuje w Wężach k. Działoszyna); b. wulkaniczna tworzy się w wyniku nagromadzenia ostrokrawędzistych bloków skał powstałych w czasie wybuchu wulkanu, spojonych popiołem wulk.; b. tektoniczna powstaje w wyniku kruszenia skał w czasie ruchów tektonicznych i spojenia tych fragmentów roztartym materiałem.

MARGIEL, skała osadowa składająca się gł. z węglanów i minerałów ilastych; rozpowszechniony zwł. w osadach mezozoicznych, np. kredowych; w Polsce występuje m.in. na Wyż. Lubelskiej; stosowany do wyrobu cementu, także jako nawóz mineralny.

WĘGIEL KAMIENNY, jeden z węgli kopalnych, zawiera 7892% pierwiastka węgla (do węgla kamiennego zalicza się też antracyt, zawierający do 97% węgla); Węgiel kamienny ma niejednorodną budowę; składa się z kilku składników (odmian) petrograf. różniących się połyskiem i twardością Największe złoża: Federacja Ros. (m.in. zagłębia: Leńskie, Tunguskie, Kuźnieckie, Peczorskie), Ukraina (gł. Zagłębie Donieckie), USA (m.in. stany: Wirginia, Pensylwania, Ohio, Kentucky), Kanada (gł. prow. Alberta), Niemcy (m.in. zagłębia: Ruhry i Saary), Chiny (zwł. prow. Shanxi), RPA (gł. Transwal), W. Brytania (zagłębia: Yorkshire, Derbyshire, Durham i in.), Polska (Górnośląskie Zagłębie Węglowe, Lubel. Zagłębie Węglowe), Indie (gł. dorzecze rz. Damodar), Australia (Nowa Pd. Walia, Queensland). Węgiel kamienny jest ważnym paliwem wykorzystywanym bezpośrednio (spalanie) lub po przeróbce chem. do celów energ., a także surowcem dla przemysłu chemicznego. W zależności od przydatności węgla kamiennego do celów energ. i technol. opracowano różne klasyfikacje węgla kamiennego Najczęściej jest stosowana klasyfikacja oparta na właściwościach technol. węgla, określanych zawartością w węglu części lotnych, ciepłem spalania węgla, węgla spiekalnością i ciśnieniem rozprężania. Polska klasyfikacja rozróżnia 10 typów węgla kamiennego

SÓL KAMIENNA, pochodzenia chem. składająca się z minerału halitu (zw. również solą kamienną); halit - chlorek sodu, NaCl - krystalizuje w układzie regularnym; bezb. i przezroczysty lub biały, niebieski, żółtawy, czerwonawy; b. kruchy; odznacza się doskonałą łupliwością kostkową; w podwyższonej temperaturze i pod zwiększonym ciśnieniem staje się plast.; największe ilości halitu występujące w postaci zbitych mas powstają wskutek odparowywania (ewaporacji) mórz (laguny, zatoki) i słonych jezior; proces odparowywania prowadzi do powstawania serii solnych, w których sól kamienna występuje zwykle z gipsem, anhydrytem, rzadziej z chlorkami i siarczanami potasu i magnezu (sole potasowo-magnezowe). Złoża soli kamiennej występują w osadach różnego wieku, najczęściej w permskich i trzeciorzędowych; powstają też współcześnie (np. w M. Kaspijskim); specyficzną formą złóż solnych są wysady. Duże złoża sli kamiennej są eksploatowane m.in. w: USA, Federacji Ros., Niemczech, Chinach, Francji; w Polsce duże złoża permskie (cechsztyńskie) występują w środk. i pn.-zach. części kraju (m.in. Inowrocław, Wapno, Kłodawa), niewielkie - trzeciorzędowe (mioceńskie) - na Podkarpaciu (Wieliczka, Bochnia). Sól kamienna, szeroko stosowana w gospodarce (sodu chlorek), jest eksploatowana na wielką skalę różnymi metodami (solnictwo).

ROGOWIEC, skała osadowa pochodzenia chem. lub org.; szary lub brun., zbity, b. twardy; występuje w postaci cienkich warstw wśród innych osadów, w Polsce - np. w Karpatach fliszowych.

OPOKA, geologiczna skała osadowa składająca się gł. z węglanu wapnia i krzemionki; biała lub kremowa, twarda; używana jako materiał bud.; występuje gł. w utworach wieku kredowego, w Polsce rozpowszechniona w Lubelskiem; jest stosowana m.in. jako środek absorpcyjny i filtracyjny, materiał izolacyjny, ścierny, jako nośnik katalizatorów; w Polsce występuje w Piotrowicach k. Zawichostu.

RADIOLARYT, org. składająca się gł. z krzemionkowych szkieletów radiolarii (promienic); zawiera też substancje bitumiczne, związki żelaza, chloryty, nadające mu zabarwienie ciemnoczerwone, ciemnozielone lub czarne; drobnoziarnisty, zwięzły; jest osadem głębokomorskim., towarzyszącym skałom wulk.; w Polsce występuje w Tatrach, Karpatach fliszowych, G. Świętokrzyskich i Sudetach.

IŁ, skała osadowa; W Polsce iły występują gł. w osadach trzeciorzędu, np. eoceńskie i. toruńskie - między Chodzieżą, Inowrocławiem, Toruniem i Grudziądzem, mioceńskie i. krakowieckie - w obrzeżeniu G. Świętokrzyskich, plioceńskie i. poznańskie - w Wielkopolsce i w niecce mazowieckiej. Iły są podstawowymi surowcami w przemyśle ceram.; używane też m.in. w budownictwie, przemyśle papierniczym.

GLINA, skała osadowa składająca się gł. z iłu z domieszką mułu, piasku, niekiedy żwiru; zwykle żółta, ceglasta lub brun.; zwilżona wodą często staje się plast.; g. rezydualna (zwietrzelinowa) jest produktem wietrzenia różnych skał; g. zwałowa (morenowa) jest produktem erozji i akumulacji lodowcowej; zwykle zawiera duże ilości żwiru i głazów; g. jest podstawowym surowcem w przemyśle ceramicznym(kaolin) (np. w produkcji cegły, dachówki, materiałów ogniotrwałych); używana też w budownictwie (np. do zapraw bud.) i garncarstwie; niektóre rodzaje g., bogate w wodorotlenek glinu (g. boksytowe), są surowcami do otrzymywania glinu.

LESS, loes, drobnoziarnista (pyłowa), luźna skała osadowa, żółty, szarożółty lub rdzawożółty, niewarstwowany i nieplast., dość zwarty, lecz łatwo rozcieralny na pył. Powstaje w wyniku nawiewania pyłów przez wiatr (akumulacja eoliczna). Zajmuje olbrzymie obszary w Azji (zwł. w Chinach, gdzie pokłady jego osiągają grub. do 600 m, Mongolii, Turkiestanie), Ameryce Pn. i Pd. oraz w Europie - na Węgrzech, w Rumunii i w Polsce (na Wyż. Lubelskiej, Małopolskiej i na Przedgórzu Sudeckim); pochodzi gł. z plejstocenu, tworzy się też współcześnie (pustynne tereny środk. Azji i Ameryki Pn.); jest skałą macierzystą żyznych gleb. Stosowany do wyrobu klinkieru i innych materiałów budowlanych.

MUŁ, szlam, drobnoziarnisty, niescementowany osad współcz. zbiorników wodnych, gł. mórz i oceanów. Ze względu na skład miner. i warunki tworzenia się rozróżnia się: muł abisalny (abisal) - osad głębokomor., wapienny lub krzemionkowy - zależnie od przewagi mikroorganizmów, których szkielety go budują: otwornic, promienic, okrzemek i in.; muł globigerynowy składający się z wapiennych szczątków otwornic z rodzaju Globigerina ; pokrywa 35% powierzchni dna oceanów; muł czerwony - osad strefy batialnej (batial) u ujścia rzek tropik., zawierający duże ilości tlenków i wodorotlenków żelaza, dostających się do rzek w wyniku wietrzenia laterytowego na kontynentach; muł niebieski - osad strefy batialnej zawierający oprócz pyłu kwarcowego i minerałów ilastych, węglany, substancje org. i siarczki żelaza; odmianą mułu niebieskiego bogatą w węglan wapnia i glaukonit jest muł zielony; często zawiera konkrecje fosforytowe; muł radiolariowy - osad abisalny, czerwony, składający się z krzemionkowych szczątków promienic, a ponadto igieł gąbek, szczątków okrzemek oraz minerałów ilastych, tlenków żelaza i manganu; muł okrzemkowy (diatomitowy) - osad głębokomor. złożony gł. ze szczątków okrzemek, tworzący się w morzach chłodnych o niewielkim zasoleniu; muł wapienny - niescementowany, drobnokrystal. osad wapienny. Muł jeziorny sapropel.

OTOCZAK, geol. odłamek skały wygładzony i zaokrąglony podczas transportu, np. przez płynącą wodę; o. wchodzą w skład żwirów i zlepieńców.

PIASEK, osadowa luźna skała okruchowa, najbardziej rozpowszechnione w przyrodzie są piaski kwarcowe, w których gł. składnikiem jest kwarc (zawartość jego może dochodzić prawie do 100%); barwa piasku, zależna gł. od zawartości tlenków i wodorotlenków żelaza, glaukonitu i skaleni, może być biała, żółtawa, brun., zielonawa lub czarna. Piaski są gł. osadami rzecznymi i pustyniowymi oraz przybrzeżnymi i płytkowodnymi osadami mor.; mają powszechne zastosowanie w budownictwie (gł. do wyrobu zapraw bud., betonu, cegieł sylikatowych), w przemyśle szklarskim (czyste odmiany piasków kwarcowych, tzw. piaski szklarskie) i ceram., w hutnictwie (piaski formierskie - do wyrobu form odlewniczych), górnictwie (jako materiał na podsadzkę) i in. Duże znaczenie gosp. mają piaski wzbogacone w cenne, ciężkie minerały, np. piaski monacytowe, ilmenitowe, korundowe, kasyterytowe, złotonośne, diamentonośne; do najważniejszych złóż piasków wzbogaconych należą piaski złotonośne w Federacji Ros. (nad rz. Leną), w USA (nad Jukonem na Alasce, także w Kalifornii), piaski platynonośne na Uralu, diamentonośne w Kongo i Brazylii; w Polsce piaski złotonośne występują k. Złotoryi na Dolnym Śląsku.

ŻWIR, luźna, osadowa skała okruchowa składająca się z obtoczonych okruchów skalnych (otoczaków) o średnicy powyżej 2 mm (najczęściej od kilku do kilkunastu cm); może być pochodzenia mor., rzecznego, jeziornego i in.; występuje gł. wśród osadów czwartorzędowych, starsze ż. uległy cementacji (zlepieniec); stosowany w budownictwie (m.in. do wyrobu betonu), także jako materiał drogowy.






WULKANY
Łącznie na świecie znanych jest ok. 850 czynnych wulkanów, z których wiele znajduje się pod wodą.
Największym skupiskiem aktywnych wulkanów jest Indonezja, gdzie 77 spośród 167 wulkanów miało erupcję w czasach historycznych. Nazwa "wulkan" pochodzi od wyspy Wulkan (od boga ognia Wulkana) na Morzu Śródziemnym.

Na obszarach lądowych czynnych jest ok. 450 wulkanów, przy czym większość z nich znajduje się na wyspach lub wzdłuż wybrzeży oceanów i mórz, m.in. na linii od Aleutów przez Kamczatkę, Wyspy Japońskie, Archipelag Sundajski, Nową Zelandię, aż do Antarktydy, oraz wzdłuż zachodnich wybrzeży Ameryki Północnej i Południowej, od Alaski przez Meksyk, Antyle i Andy.

W Europie czynne wulkany występują nad Morzem Śródziemnym (Wezuwiusz, Etna, Stromboli, Santoryn) oraz na Islandii (Hekla), czyli aktywność wulkaniczna jest związana w przeważającej części z obszarami styków płyt litosfery, a zwłaszcza ze współczesnymi strefami subdukcji.


Potok lawy


Przebieg erupcji
Wybuchy wulkanów charakteryzują się zróżnicowanym przebiegiem erupcji. Zależy on od składu law:
1. kwaśne - duża lepkość, mała płynność, trudno topliwa, duża zawartość krzemionki Si02;
2. zasadowe - ciężka, niska lepkość, płynna, łatwo topliwa, duża zawartość Mg i Fe;
3. obojętne czyli pośrednie (wg. EM PWN).

Rozróżnia się erupcje:
1. eksplozywne (wulkan wyrzuca tylko materiały piroklastyczne);
2. lawowe (jedynie lawa i gazy);
3. mieszane.

Najspokojniejszym przebiegiem erupcji odznaczają się wulkany dostarczające lawy zasadowej. Wylewy law trwają do kilku miesięcy. W przerwach między erupcjami krater bywa wypełniony lawą. Przedstawicielem tej grupy wulkanów jest Kilauea (Hawaje); zbliżony typ erupcji przejawia m.in. Stromboli (Wyspy Liparyjskie) i niekiedy Wezuwiusz.

Wybuchy większości wulkanów to erupcje eksplozywne lub mieszane np.: wybuchy Wezuwiusza (w 79 r. n.e.) i Tambory (Indonezja, wyspa Sumbawa, w 1815 r.), a także wybuch Krakatau (Indonezja, Cieśnina Sundajska, w 1883 r.).

Czasami erupcje występują bez objawów zapowiadających (Wezuwiusz w 1872 r.; Manam, Nowa Gwinea, w 1996 r.), najczęściej jednak są poprzedzone typowymi symptomami:
1. lokalnymi wstrząsami sejsmicznymi,
2. nasileniem ekshalacji,
3. wzrostem temperatury gruntu wokół wulkanu,
4. pęcznieniem budowli wulkanicznych.

Gwałtowne wybuchy są wywoływane przez silne parcie gazów wulkanicznych lub stanowią niekiedy kulminację wielomiesięcznej ożywionej czynności wulkanu (Etna w 1669 r., Tambora w 1815 r., Krakatau w 1883 r.).



Katastrofalne czynniki działalności wulkanicznej.
Do niszczących czynników aktywności wulkanicznej należą (na pdst. Jackowicz E. "Wulkany - web site"):
1. chmury gorejące - powstają w wyniku erupcji eksplozywnych w przypadku, gdy ciśnienie gazów w lawie jest zbliżone do ciśnienia powietrza, co powoduje zachowanie części pęcherzyków gazowych w materiale piroklastycznym, umożliwiając jego transport w postaci zawiesiny w rozżarzonym strumieniu gazowym o temperaturze 700 - 1000C. Przemieszczające się ze znaczną prędkości, przekraczając niekiedy 300 km/h, na przestrzeniach kilkudziesięciu i setek km chmury gorejące niszczą wszystko, co napotkają na swej drodze. W 1902 r. po wybuchu wulkanu Pelee (Małe Antyle, wyspa Martynika) chmura gorejąca w ciągu kilku minut starła z powierzchni ziemi miasto Saint Pierre, przynosząc śmierć 26 tys. jego mieszkańców. W tym samym roku chmura gorejąca z wulkanu Soufriere (Małe Antyle, wyspa Saint Vincent) pochłonęła ok. 1,6 tys. ofiar;
2. lawiny piroklastyczne - (zw. również potokami piroklastycznymi) stanowią mieszaninę materiałów piroklastycznych i rozżarzonego gazu, staczając się szybko ze zboczy wulkanu. Lawiny tego rodzaju tworzą się w skutek rozwarstwienia chmur gorejących; z lawiną utożsamiana jest dolna część chmury, zawierająca oprócz popiołu materiał grubookruchowy. Podobnie jak chmury gorejące, lawiny piroklastyczne powodują znaczne zniszczenia;
3. lahary - nazywane również spływami popiołowymi, to potoki błotne złożone z materiałów piroklastycznych przesyconych wodą, której źródłem są pokrywy śnieżne i lodowce, topniejące w czasie erupcji, a także intensywne opady atmosferyczne towarzyszce wybuchom i jeziora kalderowe. Lahary powodują ogromne szkody ze względu na dużą siłę transportową i znaczną prędkość, wynoszącą zwykle kilkadziesiąt km/h. Po wybuchu kolumbijskiego wulkanu Nevado del Ruiz (w 1985 r.) lahary spowodowały śmierć 23 tys. osób; ponad 10 tys. ofiar pochłonęły lahary towarzyszce wybuchowi jawajskiego wulkanu Kelud w 1586 r., ponad 5 tys. w 1919r;
4. lawiny gruzowe - tworzą się w wyniku rozsadzenia i rozdrobnienia górnej części wulkanu. Bloki i okruchy skał pochodzących z poprzednich erupcji, niekiedy przemieszane z gorącymi popiołami wulkanicznymi, mogą przemieszczać się z prędkości 70 - 80 km/h. Lawiny gruzowe bywają również wywołane trzęsieniami ziemi zwianymi z erupcją, wstrząsami wzbudzonymi przez zapadanie się kaldery i osuwiskami. W 1792 r. lawiny z wulkanu Unzen (Japonia, wyspa Kiusiu) były przyczyną śmierci ok. 9,5 tys. osób; w lawinach po wybuchu Bandai-san (Japonia, wyspa Honsiu) w 1888 r. zginęło 460 osób;
5. opady piroklastyczne - składają się z materiałów wyrzucanych w powietrze przez wulkan; są to drobne cząstki rozpylonej lawy (popiół wulkaniczny), jej strzępy i bryły (lapille, bomby wulkaniczne), a także okruchy i bloki starszych utworów, wyrwane z budowli wulkanicznej. Popioły wulkaniczne rozpraszają się po silnych erupcjach eksplozywnych w atmosferze, hamując dopływ promieniowania słonecznego do powierzchni Ziemi. Opady piroklastyczne są charakterystyczne dla działalności Wezuwiusza: w 79 r. n.e. popioły wulkaniczne pogrzebały 1,5 - 2 tys. osób (Pompeje), w 1631 r. ok. 3 tys. osób;
6. wylewy law - są umiarkowanie groźnym czynnikiem zniszczeń. Prędkość płynięcia law nie przekracza na ogół kilku km na godzinę, w niektórych przypadkach dochodzi do 40 km/h - zależy to przede wszystkim od właściwości lawy, a ich temperatura mieści się na ogół w granicach 730 - 1250 0C. Spadek temperatury law poniżej temperatury krzepnięcia powoduje zatrzymywanie się potoków lawowych, które mogą osiągać odległość do 80 km od krateru. Wylewy law wywołują zniszczenia podobne do tych, które są skutkiem lawin piroklastycznych; rzadko są groźne dla ludzi. Do wyjątków należy wylew Etny (w 1669 r.), który spowodował ok. 20 tys. ofiar, oraz wylew Nyiragongo (Zair, 1977 r.) 600 ofiar (wg. Blong R.J.);
7. gazy wulkaniczne - są siłą napędową erupcji eksplozywnych i mieszanych, składają się głównie z pary wodnej; zawierają także m.in. dwutlenek węgla, wodór, chlorowodór, fluorowodór, siarkowodór, dwutlenek siarki, metan, amoniak. Szczególnie niebezpieczny jest dwutlenek węgla, cięższy od powietrza, gromadzi się w obniżeniach terenu, co powoduje niekiedy śmierć ludzi i zwierząt. Emisja dwutlenku siarki, który rozprasza się w atmosferze w postaci aerozolu kwasu siarkowego, prowadzi do zmniejszenia dopływu promieniowania słonecznego - ochłodzenie klimatu. W latach następujących po wybuchu wulkanu Gunung Agung (Indonezja, wyspa Jawa, w 1963 r.) średnia temperatura na półkuli północnej spadła o 0,3C, po wybuchu El Chichón (Meksyk, 1982 r.) o 0,5 0C;
8. tsunami - są wywoływane zarówno wybuchami wulkanów podmorskich, jak też lądowych; powstają w wyniku gwałtownego wyrzucania do morza znacznych ilości materiałów piroklastycznych lub wskutek wulkanicznego trzęsienia ziemi. Największe, 30-metrowej wysokości tsunami wytworzył wybuch Krakatau (w 1883 r.). Fala zniszczyła wiele osiedli na sąsiednich wyspach, pochłaniając 32 tys. ofiar. Tsunami wywołane wybuchem wulkanu Unzen (1792 r.) było przyczyną śmierci ponad 5 tys. osób;
9. wulkaniczne trzęsienia ziemi związane z wybuchami wulkanów są znacznie słabsze od trzęsień tektonicznych. Ich przyczyną jest ruch magmy w skorupie ziemskiej, eksplozje w kraterze wulkanu, wylewy law i in. procesy wulkaniczne. Hipocentra wulkanicznych trzęsień ziemi znajdują się zwykle na głębokości do 30 km (np. 15 - 20 km w czasie wybuchu meksykańskiego wulkanu Colima w 1994 r., 2 9 km w czasie wybuchów wulkanu Saint Helens w USA w 1998 r.); epicentra są usytuowane blisko centrum erupcji. Trzęsienia te na ogół poprzedzają erupcję (o kilka godzin, dni lub nawet miesięcy) lub występują w jej pierwszych fazach. Następstwem wulkanicznych trzęsień ziemi bywają niekiedy groźne osuwiska i lawiny; zjawiska te wystąpiły np. w czasie trzęsień ziemi towarzyszących wybuchom wulkanów Santa Maria (Gwatemala) i Sabancaya (Peru) w 1991 r.


Wybuchy wulkanów jako klęski żywiołowe
Około 20% ludności świata żyje w strefach aktywnych wulkanicznie. Na gęsto zaludnionych obszarach erupcja wulkaniczna mogłaby jednorazowo pochłonąć większą liczbę ofiar niż wszystkie erupcje od końca XVIII w. Od tego czasu zginęło ponad 220 tys. osób, co stanowi ponad 80% ogółu ofiar wulkanów (wg. Latter J.H.)
Czynnikami powodującymi największe straty w ludziach są:
· głód i choroby epidemiczne (30,3%);
· chmury gorejące i lawiny piroklastyczne (26,8%),
· lahary (17,1%)
· tsunami (16,9%),
· lawiny gruzowe (4,5%),
· opady popiołowe i bomby wulkaniczne (4,1%),
· wylewy law (0,3%)
· inne czynniki, np. trujące gazy, wstrząsy sejsmiczne (0,03%).
Katastrofalne wybuchy czterech wulkanów: Tambora (1815 r.), Krakatau (1883 r.), Pelee (1902 r.) i Nevado del Ruiz (1985 r.) spowodowały ponad 66% przypadków śmiertelnych w ostatnim 200-leciu, przy czym z każdym z tych wybuchów był związany inny czynnik zagłady: głód, tsunami, lawina piroklastyczna i lahar.

Największe katastrofy są dziełem erupcji eksplozywnych i mieszanych, dostarczających głównie materiałów piroklastycznych.
Energia erupcji bywa nieporównywalnie większa od energii wybuchu bomby atomowej zrzuconej na Hirosimę (Tambora ok. 2,2 105 razy, Krakatau 1,7 106 razy). Przebieg erupcji jest niezwykle gwałtowny, często dochodzi do rozsadzenia wulkanu i wzniesienia popiołów do wysokości kilkudziesięciu km (Krakatau 25 km, a najdrobniejsze pyły nawet ponad 50 km), wyrzucenia bomb i bloków skalnych na odległość kilkuset metrów, powstania chmur gorejących i lawin piroklastycznych, uruchomienia lawin gruzowych i laharów oraz wzbudzenia tsunami przez wybuchy odbywające się na wyspach oceanicznych.

Energia erupcji lawowych bywa zbliżona do energii erupcji eksplozywnych, jednak obfite wylewy law na obszarach kontynentalnych należą obecnie do rzadkości.
Działalność wulkanów powoduje katastrofalne skutki zarówno dla ludzi i ich dorobku materialnego, jak też dla środowiska naturalnego. Zniszczenie gleby, pożary lasów, zatrucie wód i powietrza prowadzi do destabilizacji ekosystemów. Takie katastrofy ekologiczne pociągając za sobą śmierć ludzi i zwierząt, najczęściej w wyniku głodu i chorób. Znaczne ilości gazów i popiołów wulkanicznych, wyrzucane do atmosfery w czasie silnych erupcji, powodują wyraźne zmiany klimatyczne.


Ogromna burza w czasie erupcji Etny w 2001 r.



Największe wybuchy wulkanów w ostatnim dziesięcioleciu
(na pdst. Jackowicz E. "Wulkany - web site")
W ostatnim dziesięcioleciu katastrofalne wybuchy wulkanów występowały głównie na wyspach u wschodnich i południowo-wschodnich wybrzeży Azji, a także w Ameryce środkowej, w tym na Małych Antylach.

Wybuchy te pochłonęły ponad 1500 ofiar; spośród nich 80% zginęło w wyniku erupcji jednego wulkanu (Pinatubo), w tym: 30% wskutek opadów popiołowych i bomb wulkanicznych, 12% wskutek laharów, reszta z powodu chorób epidemicznych. Przyczyną śmierci ofiar pozostałych wybuchów były głównie lawiny piroklastyczne i chmury gorejące, a tylko w 12% opady piroklastyczne.

W 1990 r. na Jawie wznowił działalność jeden z najniebezpieczniejszych wulkanów, Kelud, który w ciągu ostatnich sześciu wieków pochłonął ok. 15 tys. ofiar. W wyniku erupcji eksplozywnej został zdewastowany obszar 35 km2 w odległości 2 4 km od krateru; od opadów popiołowych i bomb wulkanicznych zginęło 35 osób. Poerupcyjne lahary (33) zniszczyły 1546 budynków, drogi i mosty, ok. 25 tys. ha ziemi uprawnej, ok. 6400 ha lasów; spowodowały także poważne obrażenia 43 osób.

Sprawcą największej katastrofy ostatniego dziesięciolecia był wulkan Pinatubo, położony na filipińskiej wyspie Luzon. Po 500-letnim okresie spokoju, w 1991 r. wystąpiły silne erupcje eksplozywne, które wzbiły chmurę popiołów do wysokości 40 km, doprowadziły do zapadnięcia wierzchołka wulkanu i powstania kaldery głębokości 600 m i średnicy 2 km. Erupcjom towarzyszyły wstrząsy sejsmiczne i ulewne deszcze, w tym samym czasie wystąpiły też tajfuny, co doprowadziło do uruchomienia laharów. Eksplozje, zapadnięcie wierzchołka wulkanu i opady piroklastyczne były przyczyną śmierci 364 osób i obrażeń 184; 143 osoby zginęły wskutek laharów, a 700 zmarło w wyniku chorób epidemicznych. Na obszarze 100 km2 zostały zniszczone uprawy, drogi, kilka wsi i miast.

Wybuchy japońskiego wulkanu Unzen, wznowione w 1990 r., osiągnęły apogeum w roku następnym. Erupcje o charakterze mieszanym spowodowały wydźwignięcie kopuły lawowej oraz wytworzenie chmur gorejących, lawin piroklastycznych i gruzowych, a także laharów; śmierć poniosły 43 osoby, rannych zostało 9 osób; spaleniu uległo 400 budynków, zburzeniu 137. Ewakuowano 8600 osób.

W 1993 r. doszło do erupcji wulkanu Mayon (wyspa Luzon, Filipiny). Wulkan wyrzucił popioły na wysokość 5 km, a lawiny i opady piroklastyczne, sięgające ok. 6 km od krateru, spowodowały śmierć 70 osób i obrażenia ponad 100. Popioły, potoki lawy i lahary zniszczyły drogi i pola uprawne.

Wulkan Merapi, który w XI w. przyniósł zagładę wysoko rozwiniętej cywilizacji jawajskiej, a potem jeszcze kilkakrotnie wywoływał tragiczne katastrofy, eksplodował w 1994 r.; popioły były wyrzucane na wysokość 10 km. Opady piroklastyczne objęły obszary położone w odległości 45 km od wierzchołka wulkanu. Wskutek laharów, lawin piroklastycznych i chmur gorejących zginęły 64 osoby, 43 zostały ciężko ranne; zniszczeniu uległo kilka wsi, spaleniu 500 ha lasów. Ponad 6 tys. osób ewakuowano.

Ostatnia z większych katastrof wulkanicznych nastąpiła w 1997 r.; wybuchł wówczas aktywny od trzech lat wulkan Soufriere Hills na wyspie Montserrat (Małe Antyle). Erupcja wybiła w kopule wulkanu otwór o średnicy 200 m, przez który wytrysnął na wysokość 10 km pióropusz rozpylonej lawy. Opady popiołów pokryły obszar 4 km2. Lahary, uruchomione częściowo przez wstrząsy sejsmiczne towarzyszce erupcji, spowodowały śmierć 19 osób i zniszczenie ok.150 budynków.

Silne erupcje wulkaniczne występowały również na słabo zaludnionych obszarach Andów, Alaski, Wysp Aleuckich, Kamczatki i Islandii. Erupcje te były przyczyną strat materialnych i szkód w środowisku naturalnym, spowodowanych przez intensywne opady popiołowe (Mount Hudson, Chile, 1991 r.), lahary (Spurr, Alaska, 1992 r.) lub wylewy wód roztopowych (strefa ryftu wschodniego w Islandii, 1996 r.).



Zapobieganie skutkom erupcji wulkanicznych.
Badania wulkanów, prowadzone w celu prognozowania erupcji, ich siły i przebiegu obejmują m.in. monitoring sejsmiczny, akustyczny, termiczny i geochemiczny (np.: U.S. Geological Survey's Volcano Hazards Program)

Stosuje się również monitoring satelitarny wybuchów wulkanów, a także komputerowe modelowanie procesów wulkanicznych, oparte na danych uzyskanych zarówno w wyniku monitoringu, jak też prac eksperymentalnych.

Dla osiedli znajdujących się w pobliżu wulkanów są opracowywane szczegółowe plany ewakuacyjne; duże znaczenie ma rozwój systemów ostrzegania, powoływanie i szkolenie specjalnych służb ratowniczych, edukacja mieszkańców zagrożonych obszarów, a także długoterminowe planowanie urbanistyczne, pozwalające uniknąć koncentracji ludności w rejonach szczególnie niebezpiecznych. Niekiedy buduje się również zapory i kanały, które mają ukierunkować przemieszczanie się produktów erupcji.



Znaczenie i działalność lodowców górskich i lądolodów
Powstanie lodowca jest możliwe w określonych warunkach klimatycznych. Takie warunki panują w wysokich górach oraz w strefach zimnych. Aby lodowiec mógł powstać, opad w postaci śniegu musi być większy niż ilość topniejącego śniegu. Gromadzący się śnieg pod wpływem zmian temperatury i ciśnienia ulega przekształceniom, początkowo w firn (ziarnisty śnieg), a później w lód lodowcowy.
Wyróżniamy dwa główne typy lodowców:
- lodowce górskie
- lodowce kontynentalne
Lodowce kontynentalne są znacznie większe od górskich, a ponadto nie dostosowują swojego kształtu do rzeźby terenu. Lodowce górskie i lądolody powstają powyżej linii wiecznego śniegu. Granica ta jest różna dla różnych szerokości geograficznych. Na równiku znajduje się na wysokości około 5000 m.n.p.m., nad zwrotnikami wzrasta do ok. 6000 m. - ze względu na suchość klimatu, a potem systematycznie spada aż do zera. Oprócz warunków klimatycznych niezbędnym warunkiem powstania lodowca górskiego jest istnienie odpowiednich zagłębień i obniżeń między grzbietami górskimi, aby mógł się gromadzić śnieg. Miejsce, w których gromadzi się śnieg, a który ulega następnie przekształceniom w firn i lód nazywa się polem firnowym. Z pola firnowego lód spływa obniżeniami ku niższym partiom gór. Lód pod wpływem nacisku warstw nadległych zachowuje się jak ciało plastyczne, dlatego możemy mówić o płynięciu lodowca.

Znaczenie lodowców w życiu powłoki krajobrazowej jest niezwykle różnorodne. Przede wszystkim istnienie obszarów zlodowaconych spowodowało występowanie na ziemi bardzo charakterystycznych krajobrazów geograficznych, zgrupowanych w całe polarne strefy krajobrazowe "wiecznych lodów" albo "wiecznego mrozu".
Lodowce w ciągu swej ewolucji zmieniają klimat - powodują jego oziębienie i osuszenia.
Nasuwające się lodowce niszczą roślinność, zagrzebują gleby, zahamowują proces glebotwórczy i powodują jego rozwój ponownie po zniknięciu lodowców na nowej podstawie, spychają świat zwierzęcy, zmieniają zasięg roślin i zwierząt, wypełniają płytkie morza, wytwarzają przy cofaniu się nowe, niekiedy wielkich rozmiarów zbiorniki jeziorne, zmieniają kierunki biegu rzek, zatamowując im drogę i zmuszając do płynięcia wzdłuż brzegu lodowca kontynentalnego. Ponadto wody roztopowe lodowców są głównym źródłem zasilania licznych rzek.
Podczas ruchu lodowiec przenosi z poziomów wysokich na niższe lód i odłamki skał. Proces ten stanowi wstępną fazę do przekształcenia przez lodowce powierzchni Ziemi przez jej niszczenie i stworzenie szczególnych form terenu oraz swoistej grupy skał kontynentalnych.
Skutki działalności lodowców najlepiej są widoczne na terenach, z których lodowiec już ustąpił.
W górach najlepiej są widoczne ślady działalności erozyjnej lodowców. W jej efekcie dawne obszary źródłowe, w których powstawały pola firnowe przekształciły się w kotły (cyrki lodowe). Spływający lód lodowcowych jęzorów przemodelowuje dawne doliny rzeczne o V- kształtnym przekroju poprzecznym w kształt litery U. W górach występują również formy i osady powstałe w skutek akumulacyjnej działalności lodowca. Morena czyli materiał, który dostaje się na powierzchnie lub do wnętrza lodowca, przemieszcza się wraz z posuwającym się lodem. Osadzanie materiału morenowego następuje wtedy, gdy lodowiec topnieje. W czasie postoju czoła lodowca usypywane są u jego czoła wały, zwane morenami czołowymi. Wycofujący się lodowiec pozostawia na dnie doliny pokrywę złożoną z materiału morenowego, zwaną moreną denną, a u zboczy doliny równoległe wały moreny bocznej. Na niżu widoczne są efekty działalności lodowców kontynentalnych, a zwłaszcza ślady akumulacji lodowcowej. Tu także występują moreny czołowe i denne. Materiał budujący moreny stanowi mieszaninę iłów, piasków i głazów, zwaną gliną zwałową lub morenową. Powierzchnię moreny dennej urozmaicają zagłębienia wytopiskowe oraz rynny i wzniesienia powstałe przy współudziale wód lodowcowych. Zagłębienia wyrobiskowe tworzą jeziora, zwane oczkami lodowcowymi. Rynny powstają pod wpływem płynącej wody z topniejącego lodowca. Po zaniknięciu lodu rynny wypełniają wody jeziora, a osadzony materiał tworzy długie wzniesienia zwane ozami. Innymi formami terenu są kemy i sandry. Zbudowane są z wielowarstwowych utworów. W sandrach - ułożone są pionowo - najpierw materiał grubszy, a potem coraz drobniejszy, a w kemach poziomo- na dnie najgrubszy, a na górze najdrobniejszy. Do utworów działalności pośredniej lodowca zaliczmy piaski, iły i żwiry.


Podoba się? Tak Nie

Czas czytania: 34 minuty