2.5 Грязьовий вулканізм
Зовні грязьові вулкани дуже подiбнi до справжніх, проте вiдрiзняються від них значно меншими розмірами та продуктами виверження. Під час такого виверження викидаються глинисті породи, насичені водою й перетворені на грязь різної текучості.
Залежно від причин виникнення грязьові вулкани можна поділити на:1) пов’язані з виділенням горючих газів;2) пов’язані з проявами магматичного вулканізму i зумовлені викидами магматичних газів.
Грязьові вулкани першої групи знаходяться у склепінчастих частинах антиклінальних нафтових структур (Апшеронський, Таманський, Керченський півострови). Зокрема, на Керченському пiвостровi грязьовий вулканізм є наслідком наявності антиклінальних складок, в ядрах яких залягають пластичні глини. Гази, які вириваються з глибини 5-7км по розривних порушеннях (метан, вуглекислий газ, сірководень), викидають на поверхню перем’яту глинисту масу з уламками різних гірських порід (брекчію), яка утворює поля вулканічних сопок. Грязьові вулкани розмiщенi поодинці або групами зі сильним живильним осередком.
Найбільша активність грязьового вулканізму Керченського півострова припадає на минулi геологiчнi епохи, переважно на неоген. Виверження постійно діючих вулканів відбувається спокійно. Вони знаходяться в овальних улоговинах, на дні яких підносяться конуси з глинистої брекчії заввишки 1,5— 2,0м, i мають грязьові озера.
IIеріодично дiючi вулкани вивергають значнi маси густої брекчії один раз на кілька або десятки років. Виверження відбувається впродовж кількох діб, супроводжується вибухами, локальними землетрусами, iнодi самозайманням газу. У рельєфі — це конiчнi горби або похилі підвищення заввишки до 60м. Згаслi грязьові вулкани спостерігаються у викопних відкладах. із багатьма з них пов’язані прогини, заповнені вапняками та вулканічною брекчією, що утворилися внаслідок виносу з надр продуктів виверження, деякі з них зайняті озерами (у Криму — Чокрацьке, Тобечицьке, Узунларське та ін.).
Великi грязьові вулкани мають діаметр 5—6 км і досягають 400— 500м заввишки. Так, периметр основи вулкана Горелая Могила на березі Таманської затоки сягає З км.
Таким чином, вулканізм має комплекс характерних рис, які вирізняють цей різновид ендогенних глобальних процесів як окрему рельєфоутворюючу силу. Залежно від характеру вивержень, складу лави та інших не менш важливих факторів процеси вулканізму занесені до різних класифікацій, які дають змогу більш чітко розуміти природу цього явища.
РОЗДІЛ 3. Вулканізм як фактор рельєфоутворення
3.1 Мікро- та мезорельєф. Особливості денудації вулканічних споруд
На фонi великих за розмiрами нерiвностей земної поверхнi, якими є вулкакiчнi споруди, своєрiдно виглядають деякi форми рельефу, утворенi завдяки особливостям режиму виверження (такi форми утворюють рiдкi продукти виливу магматичних мас).
Зазвичай лава, яка вилилася з центрального або бокових кратерiв, стiкає по схилах у виглядi потокiв. Дуже густа та в’язка лава встигає застигнути (перейти у кристалiчний стан) ще у верхпiй частинi схилу. У разi значної щiльностi нона може затвердiти ще у жерлi, утворивши гiгантський лавовий стовп або лавовий палець. Лавовий потiк здебiльшого має вигляд сплющеного валу, який простягається вниз по схилу, з чiтко вираженим здуттям на кiнцевiй дiлянцi. Базальтовi лави (менш в’язкi) можуть утворювати довгi потоки, якi поширюються на десятки кiлометрiв i припиняють свiй рух лише на прилеглiй до вулкана рiвнинi або плато, або в межах плоского дна широкої кальдери. Базальтовi потоки завдовжки 60—70 км — часте явище на Гавайських островах та вІсландії. Довжина лавових потокiв лiпаритового ибо андезитового искладу (вмiст SiО2 — 52—65 %) не перевищує кiлька кiлометрiв. Узагалi бiльша частина об’єму вулканiв, якi викидають продукти кислого чи середнього складу, припадає на пiрокластичнi продукти, а не на лавовий матерiал, оскiльки кислi лави швидко набувають кристалiчного стану, вкриваються кiркою, руйнування якої пiд дiєю внутрiшнього тиску спричинює утворення уламкiв.
У процесi затвердiння лавовий потiк спочатку вкривається кiркою шлаку, але у разi прориву кiрки гаряча лава витiкає з-пiд неї, унаслiдок чого утворюється порожнина — лавовий грот, або лавова печера. При обвалюваннi склепiння печери вона перетворюється на виразне лiнiйне зниження — лавовий жолоб.
Поверхня застиглого потоку набуває своєрiдного мiкрорельєфу. Найпоширенiшi два його типи: мiкрорельєф брил i кишкоподiбна лава. Мiкрорельєф брил — це хаотичне нагромадження їх з численними провалами й гротами. Брили мають гострокутнi або оплавленi краї. Цей мiкрорельєф виникає за високого вмiсту газiв у складi лав та за порiвняно низької температури потоку. Кишкоподiбнi лави мають химерне поєднання застиглих хвиль та звивистих складок, якi нагадують «нагромадження гiгантських кишок або скручених канатiв»
Видiлення газiв з лавового потоку може здiйснюватися у виглядi вибуху. У такому випадку на поверхвi вотоку вiдбувається вагромадження шлаку у виглядi конуса. Цю форму лави називають горнiто. Iнодi вона має вигляд стовпа заввишки кiлька метрiв. За спокiйнiшого й тривалiшого видiлення газiв iз трiщин у шлаку утворюються так званi фумароли. Деякi продукти виділення фумарол за звичайних умов зазнають конденсацiї, і навколо мiсця виходу газiв утворюються пiдвищення, подiбнi до невеликих кратерiв, що складаються з продуктiв конденсацiї.
Вулканiчний рельєф i мiкрорельєф вiдразу пiсля свого утворення зазнають впливу екзогенних процесiв. Роль поверхневих вод, якi легко фiльтруються крiзь застиглi трiщинуватi й пористi вулканiчнi породи, незначна. За умови сухого клiмату посилюється фiзичне вивiтрювання, яке супроводжується утворенням конусiв виносу і камiнних морiв. Певну руйнiвну дiю виявляє вiтер, який не лише зносить дрiбнi пилуватi часточки, а й iнодi засипає кратери еоловим матерiалом. Вище снiгової лінії вiдбуваються нiвальнi й гляцiальнi процеси, а лiнiйна ерозiя з часом вирізає на схилах вулканiв поздовжнi зниження — баранкоси. Незважаючи на рiзноманiтнiсть гiрських порiд, iз яких складаються вулканiчнi конуси, особливо на шаруватих вулканах, важливу роль вiдiграє вибiркова (селективна) денудацiя. Твердi останцi створюють химернi поверхнi й надають своєрiдностi вулканічним ландшафтам. Так, потужнi базальтовi покриви або потоки базальтової чи андезитової лави, зазнаючи пiд час застигання впливу атмосферних вод, розтрiскуютъся на стовпчастi окремостi, якi мають вигляд багатогранних стовпiв, що ефектно виглядають у вiдшаруваннях, наприклад «базальтовi стовпи» Янової долини у Рiвненськiй областi.
Унаслiдок тривалої денудацiї у вулканiчних районах можуть виникати iнверсiйнi форми рельефу. Так, лавовi потоки, якi зайняли первісні зниження рельєфу (наприклад, рiчкову долину), згодом перетворюються на поздовжню столову височину, яку захищає вiд руйнування шар лави.
3.2 Роль вулканічних процесів у формуванні рельєфу земної поверхі
Роль вулканiчних процесiв у формуваннi рельєфу полягає у безпосередньому утвореннi вулканiчними процесами певних форм земної поверхнi та у їх опосередкованому впливi внаслiдок взаемодiї з рiзними складовими навколишнього середовища.
1. Вiдбуваються змiни берегової лiнiї морiв i великих озер, оформлення вулканiчних бухт, мисiв i гряд, якi виступають у море.
2. Руйнуються вулканiчнi конуси й утворюється своєрiдний денудацiйний рельєф.
3. Формуються просторi лавовi плато, трапові покриви, які захищають давнiй рельєф.
4. Утворюються озера кальдерного типу, вiдбуваються змiни режиму й морфології рiчкових долин пiсля перегороджування їх лавоними потоками, зокрема формуються водоспади, наприклад водоспад Вiкторiя на р. Замбезi.
5. У мiсцях виходу газiв і термальних джерел виникають скупчення особливих осадових порiд — травертинiв, гейзеритiв рiзного хiмiчного складу, якi утворюють своєрiднi натiчнi форми, тераси, невисокi склепiння тощо.
Темпи і масштаби формування рельєфу внаслiдок вулканiчних процесiв досить рiзнi. У деяких випадках новi форми рельєфу земної поверхнi вулканiчного походження утворюються дуже швидко.
Прикладом може бути виникнення вулкана Парикутiн у Мексицi, коли на мiсцi невеликої трiщини, з якої викидалися камiння і попiл, за одну нiч утворився конус твердих вулканiчних продуктiв заввишки до 10м. Виверження молодого вулкана тривало з перервами з 1943 по 1952 рр., высота конуса досягла 457м вiд первісного рівня, а лава вкрила територiю площею 24,8 км2.
У разi площинних виливiв лав i виливiв iз трiщин великi простори заповнюються лавою. Такi виверження типовi для Ісландiї, де переважна частина вулканiв i лавових потокiв знаходиться у мiсцях депресiї, яка розтинає острiв з пiвденного заходу на пiвнiчний схiд (так званий Великий грабен Ісландії. Лавовi покриви простягаються вздовж розломiв. Трапляються зяючi трiщини, не заповненi лавою. IIодiбнi прояви вулканiзму характерні i для Вiрменського нагір'я. Порiвняно недавно такi виверження вiдбувалися на Північному островi Нової Зеландiї.
Об’єм лавових потокiв, що вилилися з трiщин у Великому грабенi Iсландiї, становить 10— 12 км3. Величезнi площиннi виверження вiдбувалися у недавньому минулому у Британськiй Колумбiї, на плато Декан, у Пiвденнiй Патагонiї, на Становому нагiр’ї. Вилитi рiзновiковi лавовi потоки утворюють суцiльнi плато площею кiлька десяткiв i сотень тисяч квадратних кiлометрiв. Лави заповнили всi нерiвностi земної поверхнi, утворенi до початку вивержень, зумовивши майже iдеальне її вирiвнювання. Нинi у поверхню цих плато врiзаються долини численних рiк. На наймолодших лавових покривах зберiгся мiкрорельєф брил, шлаковi конуси, лавовi печери й жолоби.
Пiд час пiдводного вулканiчного виверження поверхня магматичних потокiв швидко охолоджується, а великий гiдростатичний тиск перешкоджає вибуховим процесам. Тому на океанічному дні формується своєрiдний мiкрорельєф кулеподібних або подушкоподiбних лав.