Muuda teksti suurust: A A

Viimastel andmetel hakkasid alates 2015. aastast globaalsete kliimamuutuste tõttu kogu planeedil ootamatult ärkama supervulkaanid. Meie planeedil on nii maal kui ka vee all palju supervulkaane, mille pursked võivad kaasa tuua tõsiseid tagajärgi.

Supervulkaan on kausikujuline süvend, mida nimetatakse kaldeeraks ja mis tekkis kivimite kokkuvarisemisel pärast laiaulatuslikku vulkaanipurset minevikus. Erinevalt tavalistest vulkaanidest supervulkaanid ei purska, vaid plahvatavad. Ja supervulkaanipurske võimsus ületab tavalisi vulkaane tuhandeid kordi.

Varasemate supervulkaanide tegevuse tagajärjel tekkisid vältimatud kliimamuutused, sest ümbritsevasse ruumi langes üle 1 000 000 000 000 vulkaanilise aine, mis tõi kaasa atmosfääri keemilise koostise muutumise ja takistas ka päikesevalguse läbitungimist. Sellest on rohkem kui üks kord saanud loomade ja taimede ülemaailmse jahenemise ning väljasuremise põhjus.

7 SUURIMAT SUPERVULKAANIT MAALE

Tänapäeval on teada umbes 20 suurimat supervulkaani, mis asuvad meie planeedi erinevates osades.

Suurimad neist on:

Yellowstone'i kaldeera, Põhja-Ameerika

Aira Caldera, Jaapan

Toba kaldeera, Indoneesia, o. Sumatra

Long Valley Caldera, California, USA

Taupo vulkaan, Põhjasaar, Uus-Meremaa

Valleys Caldera, New Mexico, USA

Caldera Campi Flegrei, Itaalia

Alates 2015. aastast algas supervulkaanide aktiveerumine, mis “magasid” mitu tuhat või isegi miljoneid aastaid.

Lisaks näitavad aktiivsuse märke ka teised vulkaanid:

2018. aasta detsembris purskas INDONEESIA ANAK KRAKATAUS vulkaan KRAKATAU.

2017. aasta märtsis plahvatas SABANCAYA vulkaan, PERU, ühe päeva jooksul 36 korda.

AEOOLIA SAARED, ITAALIA.

2019. aasta jaanuaris purskas MANAM, PAPUA UUS-GUINEA vulkaan.

2019. aasta märtsis purskas Mehhiko vulkaan POPOCATEPETL.

3. juulil 2019 toimus Itaalia samanimelisel saarel asuva Stromboli vulkaani võimas purse.

Ja need ei ole kõik vulkaanipursete juhtumid, mis on planeedil viimase 8 kuu jooksul (detsember 2018 – juuli 2019) aset leidnud. Mis on nii suure vulkaanilise aktiivsuse põhjus ja mis ootab meie planeeti lähitulevikus?

MAAVÄRINAD – VULKAANIPURKETE VALIKAND

Maavärinad ja vulkaanipursked on omavahel seotud. Seda on näha, kui pöörate tähelepanu vulkaanilise ja seismilise aktiivsuse kaartidele - reeglina langevad need peaaegu täielikult kokku. Huvitaval kombel esinevad need mõlemad kõige sagedamini tektooniliste plaatide ristumiskohas. Maavärinad on sisuliselt stressist vabanemine, kui üks plaat vajub teise alla või paisub. Kõigi tektooniliste plaatide piiridel on magma, mis tõuseb pinnale ja moodustab vulkaane. Maavärinaid võivad põhjustada ka magma liikumised vulkaanide sees, nagu ka vulkaanilise kivimi nõlvade ja nende all olevate plaatide liikumine.

11. märtsil 2011 toimus Jaapanis võimas maavärin magnituudiga 9,0, mis põhjustas tsunami. Tegemist oli suurima maavärinaga kogu vaatluste ajaloos, mis kuulus mitte ainult Jaapani saarestiku, vaid ka maailma suurimate looduskatastroofide esikümnesse. Ekspertide sõnul ei esine selle taseme maavärinaid sagedamini kui üks kord 600 aasta jooksul. Maavärina tagajärjel juhtus tuumajaamas FUKUSHIMA-1 tõsine õnnetus.

Lisaks näitasid pärast sündmust satelliidi abil salvestatud andmed, et Honshu saar või õigemini selle idarannik nihkus 2,5 m itta. Samal ajal nihkus ka Honshu kirdeosas asuv Oshika poolsaar 5,3 m kagu suunas ja vajus 1,2 m.

Teadusringkondades tekitas see nähtus suurt muret, sest muutuste tagajärjed: üleujutusala ja nihked osutusid esialgsetest arvutustest palju suuremaks. Ja see katastroof näitas, kui ettevalmistamata on kaasaegne teadusmaailm sellisteks sündmusteks. Pealegi juhtus see Jaapanis - ühes kõige arenenumatest ja tehnoloogiliselt arenenumatest riikidest. Kuid samal ajal näitas maavärin, et see on kogu inimkonna jaoks tavaline katastroof, mis võib kaasa tuua tõsiseid tagajärgi mitte ainult ühes riigis, vaid kogu maailmas.

Tegelikult muutus Vaikse ookeani litosfääri plaat aktiivseks subduktsioonivööndites ja see sai indikaatoriks seismilise aktiivsuse uue faasi kasvamisest, mis oli seotud selle plaadi liikumise kiirenemisega. See juhtus Jaapani saarestiku ilmalike magnetiliste variatsioonide ulatuslike muutuste tagajärjel, mis on tingitud Ida-Siberis ja Vaikses ookeanis asuvate geomagnetiliste pooluste nihkumisest. Ja esiteks ei mõjutanud seda mitte inimese loodud, vaid kosmilised tegurid.

Toimunud looduskatastroofi analüüsinud teadlased leidsid, et magnetvälja anomaaliad ilmnesid enne maavärina algust. Samal ajal pakuti, et tektooniline pinge "mittetöötavates tsoonides" on kriitilisel tasemel. Ja 2015. aastal pidi toimuma rida katastroofilisi maavärinaid magnituudiga üle 8,0. See võib kaasa tuua kõige tõsisemaid tagajärgi, arvestades, et riigis on palju tuumaelektrijaamu ja ka Aira supervulkaan.

SUPERVULCANO AIRA

Alates 2013. aastast hakkasid rahvusvahelise avaliku liikumise ALLATRA teadusrühmad uurima vulkanoloogiat, mida seostati neutriinode emissiooni ja septooniväljade uurimise vajadusega, samuti uute prognoosimeetodite otsimisega. Sügavustest väljuvate neutriinode käitumist jälgides on teadlased avastanud, et planeedi nn fookusalades on suurenenud neutriinokiirgus. Ja see näitab, et sügavuses toimuvad protsessid hakkavad muutuma pöördumatuks.

Ja ennekõike teeb teadlasi ärevaks asjaolu, et siia on koondunud üle 7% kõigist meie planeedi vulkaanidest. Ja suurim oht ​​on tänapäeval Aira supervulkaan, mis selle kaldeera vulkaanide tegevuse ja Jaapani saarestiku maavärinaohu tõttu kujutab endast väga suurt ohtu.

Rahvusvaheline ALLATRA teadlaste rühm, mis tegeleb uue kliimatehnika valdkonnaga, viis läbi ka uuringuid Jaapani saarestiku territooriumil. Eksperdid on registreerinud ebatüüpilise taustkiirguse vähenemise, piirkonna suhtelise stabiilsuse, mis on tingitud kompensatsioonimehhanismide aktiveerimisest, mis leevendavad survepingeid, mis on tingitud ümberjaotumisest paljudele väikestele maavärinatele. 2011. aastal Jaapani ranniku lähedal toimunud maavärin võis ju kõigi prognooside kohaselt põhjustada Aira supervulkaani purske, kuid seni pole seda juhtunud...

Loomulikult on see alles esimene uurimus vulkanoloogia ning septonvälja ja neutriinode käitumise vallas. Ja see dünaamiliselt arenev teadusvaldkond võimaldab meil uurida mehhanisme ja nendega seotud riske, mis võivad põhjustada selliseid ohtlikke nähtusi nagu vulkaanipursked. Ja mis kõige tähtsam, see võimaldab tulevikus saada teavet vulkaanilise tegevuse ohu kohta mis tahes piirkonnas eemalt, ohutult ja kaua enne eelseisvat sündmust, samuti kasutada kohanemismehhanisme vulkaanilise tegevuse tagajärgede vähendamiseks või kõrvaldamiseks. .

Esimesed julgustavad tulemused sellel tasemel saadi Aira kaldeera vaatlustest. Alates 2013. aastast tehtud uuringud näitavad, et kohanemismehhanismid on võimelised blokeerima soovimatud tagajärjed, mis loovad tingimused ohtlikeks arenguteks.

Samuti selgus uurimise käigus kosmiliste tegurite tohutu roll, mis mõjutavad planeedil toimuvate muutuste aktiveerumist, mida tõendavad sellised nähtused nagu septoonilise välja pinge ja neutriinokiirgus. Adaptiivsete mehhanismide tööpõhimõte põhineb tagasiside saamisel: vastuseks sisemisele või välisele muutusele stimuleerivad nad ezoosmilist impulssi, mis loob tingimused aktiivseks ja adekvaatseks vastutegevuseks, mis on tugevuselt võrdne aktivatsiooniga ezoosmilisel tasemel. Ja selline stimulatsioon toimub seni, kuni endogeensed ja eksogeensed jõud on tasakaalus, mis provotseerivad selliste nähtuste ilmnemist nagu vulkaanipursked ja maavärinad.

Adaptiivsetel mehhanismidel on võime säilitada suhtelist ohutustaset, hoolimata antud keskkonna pidevast muutlikkusest ja ebastabiilsusest.

Aga kui pikaajaline see projekt olla saab? Ja kas see on ainus inimkonda ähvardav oht?

YELLOWSTONE

Yellowstone on üks suurimaid supervulkaane. Kaldeera laius ulatub mitme kilomeetrini ja kaldeera suurus määrab, kui hävitavad võivad olla supervulkaanipurske tagajärjed.

Tänapäeval on Yellowstone rohkem tuntud kui looduskaitseala, mis asub 3 osariigis – Wyomingis, Idahos ja Montanas. Yellowstone (tõlkes kollane kivi) sai oma nime selles sisalduvate kollaste kiviste kanjonite rohkuse tõttu. Päris kesklinnas asub üks Põhja-Ameerika suurimaid alpijärvi, mis asub 2356 m kõrgusel.

Park sisaldab 450 970 praegu teadaolevast geisrist. Kaitseala köidab tähelepanu ka väga maaliliste maastike ning rikkaliku taimestiku ja loomastikuga. Sellel on palju koski, mis asuvad Suure kanjoni lähedal.

Kuid Yellowstone pole ainult ilus kaitseala ja kaunid vaated. Esiteks on tegu aktiivse supervulkaaniga, mis on jõudmas oma aktiivsesse faasi. Yellowstone'i kaldeera tekkis 600 tuhande aasta jooksul ulatusliku vulkaanipurske tagajärjel. 8 km sügavusel kaldeera all on tohutu magmakamber ja selle all on magma reservuaar, mis on 4 korda suurem kui kambri maht. Yellowstone'i vulkaani pindala on umbes 4000 km2.

Alates eelmise sajandi 80ndatest hakkasid teadlased kaldeeras registreerima värinaid magnituudiga kuni 3,0. 16. märtsil 1992 toimus suur maavärin magnituudiga 4,1 punkti. Alates 2013. aastast on maavärinate arv järsult kasvanud ning hüpotsenter on muutunud maapinnale aina lähemale. Juuli-august 2018 tähistas Yellowstone'is maavärinate haripunkti.

Aastatel 1985–2015 registreeriti aastas 1,5–2 tuhat maavärinat. 2017. aasta juulis toimus siin 1171 maavärinat, augustis - 1029, veebruaris 2018 - 596. Kõigi nende maavärinate hüpotsenter oli rekordiliselt madalal sügavusel - 12-1,7 km. Ja see võib viidata sellele, et magma tõuseb pinnale.

Kui vulkaan tööle hakkab, võib atmosfääri ja isegi stratosfääri pursata kuni 2,5 tuhat m3 vulkaanilist ainet. See hävitab kogu elu tuhandete kilomeetrite raadiuses.

Teine märk sellest, et supervulkaan võib ärgata, on see, et geisrite aktiivsus suurenes 2018. aastal märkimisväärselt. Geisrite ilmumine on seotud magmas toimuvate protsessidega ja nende aktiveerumine võib viidata vulkaanilise aktiivsuse suurenemisele. Nii purskas viimase aasta jooksul kõrgeim geiser Steamboat 33 (!) korda, mis sai viimase 30 aasta rekordiks. Lisaks, kui varem ei kestnud geisripurse kauem kui 30 minutit, siis üks viimaseid purse kestis lausa 1,5 tundi!

Samuti näitavad veevarude osakonna saadud andmed, et Yellowstone'i pargi lähedal voolavate jõgede temperatuur on tõusnud 10 kraadi võrra. Ja see juhtus veebruaris, mis on väga murettekitav, sest seda ei saa nimetada loomulikuks.

AIRA JA YELLOWSTONE – KUIDAS NEED ÜHENDUS ON?

Supervulkaanide vaatluse käigus selgus, et Aira kaldeeras ja Yellowstone'i kaldeeras toimuvate protsesside vahel on tihe seos, kuigi nende vahel asub Vaikse ookeani laam.

Teadlased on avastanud, et planeedi soolestikus toimuvad protsessid on sageli omavahel seotud ja isegi üksteisest sõltuvad. Sellest annab tunnistust ka asjaolu, et septonivälja pinge ja neutriinokiirgus jäid vaatamata Aira supervulkaani piirkonnas aktiveeritud adaptiivsetele mehhanismidele samale tasemele.

See viitab sellele, et Maa sisikonda koguneb energia, mis võib esile kutsuda planeedi katastroofi ja see juhtub lähikümnenditel. Kuid kui kaks supervulkaani – Yellowstone ja Aira – korraga tööle hakkavad, võib see inimtsivilisatsiooni täielikult hävitada.

Pärast adaptiivsete mehhanismide aktiveerimist oli seismiline aktiivsus Aira kaldeeras ja Yellowstone'i kaldeeras samal tasemel. Loomulikult on globaalse kliimamuutuse suurenemise perioodil väga oluline kohanemismehhanismide mõju, mis töötati välja ALGSE ALLATRA FÜÜSIKA alusel ja mis paljastavad Maa süvaallikate saladuse.

PRIMORDIAL ALLATRA FÜÜSIKA arenguga on tänapäeval täiesti võimalik õppida looduslikke protsesse juhtima.Muidugi on kohanemismehhanismid ajutine abinõu. Hüdrosfääris, litosfääris ja atmosfääris toimuvate protsessidega seotud muutusi ei ole võimalik vältida. Neutriinode ebatüüpilist käitumist jälgides jõudsid eksperdid pettumust valmistavatele järeldustele.

70% tõenäosusega järgmise 10 aasta jooksul võib suurte pursete tõttu Jaapani saarestik hävida. Tõenäosus, et see juhtub järgmise 18 aasta jooksul, on 99%!

Kuid arvestades kliimamuutuste suurenemist, vulkaanilise aktiivsuse suurenemist ja kosmilisi tegureid, võib see juhtuda igal ajal. See on eriti murettekitav, sest selles piirkonnas elab miljoneid inimesi. Ja täna peame ühinema ja selle probleemi lahendama, et päästa 127 miljoni inimese elu, kolides nad turvalisse elukohta.

Vulkaanilise tegevuse uurimisega tegelev teadusharu on üsna noor ja veel vähe uuritud. Selle kiireks arenguks on vajalik paljude erinevate teadusvaldkondade spetsialistide kaasamine. Ja esiteks peaksid need olema inimesed, kes saaksid täiesti ennastsalgavalt tööst vabal ajal õppida vulkanoloogiat, et säilitada meie planeeti, mitte rahateenimise või kõrgemate teaduskraadide ja ametikohtade saamiseks.

PÕHJA-AMEERIKA LITOSFAARS PLAAMT EI OLE TÄIELIK

Uurides geoinsenerluse uut suunda, selgus, et avalikkusele edastatavate andmete ja tegelikult toimuva vahel on konkreetne lahknevus. Näiteks on Põhja-Ameerika litosfääriplaadil tekkimas mandrimurd, mis tegelikult jagab USA territooriumi kaheks osaks. Ja arvestades, et pinge rikkepiiril kasvab iga päevaga, on võimatu ennustada, millal see katastroof juhtub...

4. juulil 2019 toimus Lõuna-Californias maavärin magnituudiga 6,4 ja päev hiljem teine ​​maavärin magnituudiga 7,1, mis sai viimase 20 aasta suurimaks. California maavärin põhjustas 1,4 tuhande värisemise seeria, mis tekitas seismoloogidele veelgi suuremat ärevust, kuna mõlema maavärina hüpotsenter asus San Andrease murrangu piirkonnas, kus Põhja-Ameerika plaat põrkab kokku Vaikse ookeani plaadiga. Ametliku meedia andmetel tekkisid maavärinad seetõttu, et need kaks plaati hakkasid kokku põrkuma ja üksteise vastu hõõruma.

Ja hoolimata asjaolust, et Californias toimuvad pidevalt väikesed maavärinad, keskmiselt umbes 3 korda päevas, ei ole need kõik ohtlikud ja isegi mõnevõrra tavalised selle piirkonna jaoks. Siiski on ka neid, mis kujutavad endast tõsist ohtu, mistõttu tuleb meeles pidada, et siin võib iga hetk tekkida maavärin, mis toob kaasa suuri purustusi. Ja iga kord, kui väikesed maavärinad suurenevad, on võimalus, et toimub tugevam ja hävitavam maavärin. Igal juhul on ajaloos juhtumeid, kus pärast väikese tugevusega värinaid tekkisid tugevad maavärinad.

Kui varem ulatus California maavärinate arv umbes 400-ni aastas, siis 4. juulil toimus vaid ühe ööpäevaga üle 100 maavärina, mis viitab maavärinate sageduse suurenemisele piirkonnas. Ja see on märk eelseisvast võimsast maavärinast, mis võib juhtuda igal hetkel.

Juuli esimesel nädalal registreeriti üle 10 000 maavärina, Lõuna-California maavärinad raputavad peaaegu iga minut ja enamik neist toimub San Andrease murrangu lähedal. Arvestades, et kaugus maavärinate epitsentrist Yellowstone'i supervulkaanini on vaid paarsada kilomeetrit, tekitab see purske puhkemise pärast tõsist muret. Kuigi teadlased eitavad praegu seda võimalust, nimetades California maavärinaid järeltõugeteks, ei eita USA geoloogiateenistus tõsiasja, et see prognoos võib muutuda, kui toimub tugevam maavärin, mis nihutab plaate Yellowstone'i lähedal.

ON VÄLJUMINE!

Hiljutised arengud klimatoloogia vallas võimaldavad üsna täpselt määrata “probleemi asukoha”, mis võib lähitulevikus globaalse kliimamuutuse tõttu põhjustada pöördumatuid tagajärgi nii konkreetsele piirkonnale kui ka kogu planeedile tervikuna.

Viimased arengud geoinseneri vallas avavad laialdased võimalused kliimaseireks ja kliimamuutustega seotud sündmuste edasise arengu multifaktoriaalseks analüüsiks.

See võimaldab meil leida ja käivitada kompenseerivaid looduslikke mehhanisme, mis on suunatud kliimatingimuste muutmisele ja nende tagajärgede ennetamisele.

Tänapäeval tehakse selles suunas aktiivset uurimistööd, millel on kindel teaduslik alus ja praktiline kinnitus. Ja selle valdkonna arengu algetapp annab juba tõsiseid ja stabiilseid tulemusi.

Kuid arenenud arengute aktiivseks rakendamiseks on nüüd vaja hakata globaalselt muutma kogu ühiskonna väärtusi ja prioriteete, vastasel juhul anastatakse need valitseva eliidi kätte inimeste veelgi suuremaks orjastamiseks. .

Ainult vaimsel ja moraalsel alusel ühinedes suudame luua uue ühiskonnaformaadi, kus inimeses domineerib inimlikkus, lahkus, vastastikune abi ja südametunnistus, hoolimata rahvusest, usutunnistusest, sotsiaalsest staatusest ja muudest lõhenemiseks kunstlikult loodud tingimustest. ühiskond.

MIDA SAAKSE NÜÜD TEHA?

11. mail 2019 toimub rahvusvaheline veebikonverents „Ühiskond. Viimane võimalus” ümarlaua vormis, mis tõi kokku tuhandeid inimesi paljudest riikidest üle maailma. Inimesed kogunesid konverentsisaalidesse, et üksteisele silma vaadates arutada olulisi teemasid, mis meid kõiki täna painavad.

Ja paljud inimesed, olenemata rassist, rahvusest, usutunnistusest ja sotsiaalsest staatusest, arutasid ausalt ja avameelselt, kuidas ühiskond saaks praegusest tarbimissüsteemist välja tulla ja ühineda ülemaailmse vaimse ja moraalse kriisi tingimustes.

Konverentsil käsitleti järgmisi teemasid:

Ühiskonna tarbimisviis kui ummiktee kaasaegse tsivilisatsiooni arengus;

Leida viise, kuidas kriisist üle saada, kahjustamata riike, rahvaid ja kõiki planeedil elavaid inimesi;

Miks eksisteerivad sellised probleemid nagu sõda, diskrimineerimine ja vägivald 21. sajandil, ühiskonna tsiviliseeritud arengu kõrgeimas punktis?

Kes moonutab ja vaigistab meie aja tegelikkust ja miks meedia teenib üksikute inimeste huve;

Miks pole ühiskonnas inimlikkust, vaatamata suurele hulgale religioonidele.

Ürituse esinejad tegid ettepaneku ühendada aasta pärast kogu inimkond ja 9. mail 2020 koguda mai teisel laupäeval kokku kõik ühiskonna probleemidest hoolivad inimesed. Kogu maailm rahvusvahelisele veebikonverentsile “SOCIETY. VIIMANE VÕIMALUS 2020" #allatraunites, et saaksime kõik koos otsustada, kuidas luua loomeühiskonda, kuni meil selleks veel võimalus on.

Iga päevaga kasvavad kataklüsmid näitavad, et tänapäeva tsivilisatsioonil pole praktiliselt enam aega. Kui me täna ei ühine ega astu samme maailma kogukonna konsolideerimiseks, ei pruugi homme tulla. Ainult kogu inimkonna ühendamine vaimsetel ja moraalsetel põhimõtetel võib olla võimalus päästa meie tsivilisatsioon hävingust.

Venemaa Teaduste Akadeemia Kaug-Ida filiaali bülletään. 2007. nr 2

Y. D. MURAVIEV

Vulkaanipursked ja kliima

Vulkaanilise tegevuse mõju kliimale on uuritud enam kui 200 aastat. Ja alles viimasel veerandsajandil, kui teaduspraktikas võeti kasutusele atmosfääri kaugseire meetodid ja õpiti selgeks polaarliustike puurimine, visandati lähenemisviisid probleemi lahendamiseks. Ülevaates vaadeldakse sellesuunalise töö tulemusi. On näidatud, et vaatamata ilmsele edusammule jäävad paljud vulkanismi ja kliima vastastikuse mõju küsimused lahendamata, eriti vulkaaniliste aerosoolide peened muundumisprotsessid atmosfääris transpordi ajal.

Vulkaanipursked ja kliima. J.D.MURAVJEV (Vulkanoloogia ja Seismoloogia Instituut, FEB RAS, Petropavlovsk-Kamtšatski).

Vulkaanilise aktiivsuse mõju kliimamuutustele on uuritud juba rohkem kui 200 aastat. Ja alles eelmise sajandi viimasel veerandil, kui uurimispraktikas võeti kasutusele atmosfääri kaugsondeerimise meetodid ja omandati polaarliustike jääsüdamiku puurimine, leiti selle lahendamiseks mõned lähenemisviisid. Käesolevas ülevaates käsitletakse selles valdkonnas tehtud tööde tulemusi. On näidatud, et vaatamata ilmsele edusammule jäävad paljud vulkaani-kliima vastastikuse mõju küsimused lahendamata ning eriti peened vulkaaniliste aerosoolide muundumisprotsessid atmosfääris kandmisel.

Meie planeedi looduses on raske leida grandioossemat ja ohtlikumat nähtust kui tänapäevane vulkanism. Lisaks otsesele ohule inimestele võib vulkaaniline tegevus avaldada keskkonnale vähem ilmset, kuid samas ulatuslikku mõju. Stratosfääri sattunud võimsate vulkaanipursete saadused jäävad sinna aastaks või kauemaks, muutes õhu keemilist koostist ja mõjutades Maa taustkiirgust. Sellised pursked avaldavad suurt mõju mitte ainult nendega külgnevatele piirkondadele: need võivad põhjustada ka globaalset mõju, mis kestab palju kauem kui sündmus ise, kui atmosfäär on küllastunud suures koguses tuhaosakesi ja lenduvaid ühendeid.

Suuremate eelajalooliste purskete tuhakihid esindavad kronoloogilisi stratigraafilisi horisonte tervete piirkondade jaoks ja neid saab kasutada mudelites paleotuule suundade rekonstrueerimiseks purske ajal. Tefra kihid (lahtine klastiline materjal, mis transporditakse kraatrist sadestumise kohale õhuga) on maa ja ookeani tuha otsese korrelatsiooni aluseks ning on väga tõhus jääsüdamike ja muude setete dateerimisel, milles need kihid esinevad. Vulkaanipursked (nende mõju tõttu atmosfäärile) võivad seletada mõningaid unikaalseid lühiajalisi kliimanähtusi, mida tuleks käsitleda ka eeldatava globaalse soojenemise kontekstis (kui looduslikku mehhanismi, mis võib muuta pikaajalisi kliimatrende mitme perioodi jooksul aastat või rohkem).

Vulkanism on planeedi mastaabis loodusnähtus, kuid vulkaanid maapinnal on jaotunud ebaühtlaselt, mistõttu võib erinevate vulkaanide pursete roll teatud kliimakõikumiste moduleerimisel olla erinev.

MURAVJEV Jaroslav Dmitrijevitš - geograafiateaduste kandidaat (Vulkanoloogia ja Seismoloogia Instituut, Venemaa Teaduste Akadeemia Kaug-Ida filiaal, Petropavlovsk-Kamtšatski).

Vulkaanide leviku tunnused

Nii paradoksaalne kui see ka ei tundu, pole Maa aktiivsete vulkaanide täpne arv siiani teada. Selle põhjuseks on asjaolu, et üksikute vulkaanide, näiteks Kamtšatka Teaduste Akadeemia (Karõmski vulkaanikeskus) puhkeperioodid võivad ulatuda mitme aastatuhandeni. Lisaks on planeedi merede ja ookeanide põhjas suur hulk vulkaanilisi struktuure. Erinevate teadlaste sõnul on maakeral 650 kuni 1200 aktiivset vulkaani, mis on erineva aktiivsusega või uinuvad. Enamik neist paikneb laamade piiride lähedal kas lahknevate (Island, Aafrika lõhede süsteem jne) või koonduvate (näiteks saarte kaared ja Vaikse ookeani piirkonna mandri vulkaanilised kaared) äärealadel. Selliste servade geograafiline asukoht näitab, et aktiivsed vulkaanid on jaotunud ebaühtlaselt, valdavalt koondudes madalatele laiuskraadidele (20° N kuni 10° S – need on Lääne-India saared, Kesk-Ameerika, Lõuna-Ameerika põhjaosa, Ida-Aafrika). , samuti keskmistel ja kõrgetel põhjalaiustel (30–70° N: ​​Jaapan, Kamtšatka, Kuriilid ja Aleuudi saared, Island)).

Iga vulkaan võib laava ja püroklastiliste voogude, laharide ja tefrade emissioonide tõttu oluliselt mõjutada seda ümbritsevat loodusmaastikku. Siiski on ainult kolme tüüpi purse, mis võivad põhjustada märkimisväärset ülemaailmset mõju.

1. Vulkaani tüüpi pursked vulkaaniliste saarekaaredes. Seda tüüpi suured pursked tekitavad tohutuid tuulutusavasid, mis kannavad püroklastilisi osakesi ja gaase stratosfääri, kus need võivad liikuda horisontaalselt igas suunas. Sellised vulkaanid kiirgavad tavaliselt andesiidist ja datsiidist koosnevat laavat ning võivad eraldada ka suures koguses tefrat. Ajaloolised ja eelajaloolised näited hõlmavad Tambora (1815), Krakatoa (1883), Agung (1963) Lääne-India saartel; Katmai (1912), St. Helens (1480, 1980), Mazama (5000 BP) ja Ice Peak (11250 BP) Põhja-Ameerikas; Bezymyanny (1956) (joonis 1) ja Shiveluch (1964) Kamtšatkal jt, kus tefra levis tuulte suunas tuulte suunas tuhandeid kilomeetreid.

Riis. 1. Vulkaani paroksüsmaalse purske kulminatsioon. Nimetu 30. märts 1956, “suunatud plahvatuse” tüüp. Purskamissammas ulatus 35 km kõrgusele! Foto IV.Erov

2. Pursked koos kaldeerade moodustumisega mandri "kuumades kohtades". Suured kaldeerast moodustuvad pursked, mida sageli seostati vahevööga seotud mandri "kuumade täppidega", jätsid kvaternaari perioodi geoloogilistesse dokumentidesse mõningaid jälgi. Näiteks olid suuremad sündmused Sia]e tefra purse Toledo kaldeeras (1370 tuhat aastat tagasi) ja Tsankawi tefra purse Wellsi kaldeeras umbes 1090 tuhat aastat tagasi. (mõlemad leidsid aset tänapäeva New Mexico territooriumil USA-s), samuti Bishop Lang Valley kaldeeras Californias umbes 700 tuhat aastat tagasi. . Pursete tagajärjel tekkinud tefrakihte iseloomustab subkontinentaalne jaotus, arvutuste kohaselt hõlmasid need kuni 2,76 miljoni km2 suuruse ala.

3. Suurimad lõhede pursked. Lõhede pursked ei ole tavaliselt plahvatusohtlikud, kuna need hõlmavad suhteliselt madala viskoossusega basaltmagmasid. Tulemuseks on ulatuslikud basaltplaadid, mis sarnanevad Deccani platool (India) ja Columbia platool (Ameerika Ühendriikide Vaikse ookeani looderannikul) ning Islandil või Siberis leiduvatele. Sellised pursked võivad atmosfääri paisata hiiglaslikud kogused lenduvaid aineid, muutes loodusmaastikku.

Vulkaanilise tegevuse kliimamõjud

Pursete kõige märgatavamad kliimamõjud mõjutavad maapinna õhutemperatuuri muutusi ja meteoorisademete teket, mis iseloomustavad kõige täielikumalt kliimat kujundavaid protsesse.

Temperatuuri mõju. Plahvatusohtlike pursete käigus atmosfääri paisatud vulkaaniline tuhk peegeldab päikesekiirgust, alandades õhutemperatuuri Maa pinnal. Kui Vulcan-tüüpi purske peentolmu püsivust atmosfääris mõõdetakse tavaliselt nädalates ja kuudes, võivad lenduvad ained, nagu CO2, jääda atmosfääri ülakihti mitmeks aastaks. Silikaattolmu ja väävli aerosooli väikesed osakesed, mis koonduvad stratosfääri, suurendavad aerosoolikihi optilist paksust, mis toob kaasa temperatuuri languse Maa pinnal.

Agungi vulkaanide (Bali saar, 1963) ja St. Helensi (USA, 1980) pursete tulemusena oli täheldatud maksimaalne Maa pinnatemperatuuri langus põhjapoolkeral alla 0,1 °C. Küll aga suuremate pursete, näiteks vulkaani puhul. Tambora (Indoneesia, 1815), temperatuuri langus 0,5 ° C või rohkem on täiesti võimalik (vt tabelit).

Vulkaaniliste stratosfääri aerosoolide mõju kliimale

Vulkaan Laiuskraad Kuupäev Stratosfääri aerosool, Mt Temperatuuri langus põhjapoolkeral, °C

Plahvatusohtlikud pursked

Nimetu 56o N 1956 0,2<0,05

St. Helens 46o N 1980 0,3<0,1

Agung 8o S 1963 10<0,05

El Chichon 17o N 1982 20<0,4

Krakatoa 6o S 1883 50 0,3

Tambora 8o S 1815 200 0,5

Toba 3o N 75 000 aastat tagasi 1000? Suur?

Efusiivsed lõhede pursked

Lucky 64o N 1783-1784 ~100? 1.0?

Roos 47o N 4 miljonit aastat tagasi 6000? Suur

Riis. 2. Kreeta tuuma happesuse aegrida Gröönimaa keskosa jäält, mis hõlmab ajavahemikku 533–1972. Ajalooliste andmete põhjal on kindlaks tehtud pursked, mis kõige tõenäolisemalt vastavad peamistele happesuse tipptasemetele

Plahvatuslikud pursked võivad kliimat mõjutada vähemalt mitu aastat ja mõned neist võivad põhjustada palju pikemaajalisi muutusi. Sellest vaatenurgast võib ka suurtel lõhepursketel olla märkimisväärne mõju, kuna need sündmused paiskavad aastakümnete või pikema aja jooksul atmosfääri tohutul hulgal lenduvaid aineid. Sellest tulenevalt on mõned Gröönimaa jääsüdamike happesuse tipud ajaliselt võrreldavad Islandi lõhede pursketega (joonis 2).

Suurimate pursete ajal, sarnaselt vulkaanil täheldatuga. Tambora, stratosfääri läbiva päikesekiirguse hulk väheneb umbes veerandi võrra (joonis 3). Hiiglaslikud pursked, näiteks see, mis tekitas tefrakihi (Toba vulkaan, Indoneesia, umbes 75 tuhat aastat tagasi), võivad vähendada päikesevalguse läbitungimist vähem kui sajandikuni selle normaalväärtusest, mis häirib fotosünteesi. Purse on pleistotseeni üks suurimaid ja stratosfääri sattunud peen tolm näib olevat põhjustanud peaaegu universaalse pimeduse suurel alal nädalateks ja kuudeks. Seejärel purskas umbes 9-14 päevaga umbes 1000 km3 magmat ja tuhakihi leviala ületas vähemalt 5106 km2.

Teine võimaliku jahtumise põhjus on H2O4 aerosoolide varjestusmõju stratosfääris. Järgides , nõustume, et tänapäeva ajastul satub vulkaani- ja fumaroolitegevuse tulemusena atmosfääri aastas ligikaudu 14 miljonit tonni väävlit, mille looduslik koguheide on ligikaudu 14^28 miljonit tonni. Aastase koguhulga ülemine hinnang väävli emissioon atmosfääri, tingimusel et kõik selle oksiidid H2S04-s (kui arvestada seda väärtust vaadeldava ajavahemiku jooksul konstantseks) lähenevad minimaalsele hinnangule väävelhappe kujul olevate aerosoolide otsese sattumise kohta stratosfääri. vulkaani purse. Toba. Suurem osa väävlioksiididest satub kohe ookeani, moodustades sulfaate ning teatud osa väävlit sisaldavatest gaasidest eemaldatakse kuivneeldumise teel või pestakse troposfäärist välja sademetega. Seetõttu on ilmne, et vulkaani purse. Toba tõi stratosfääris kaasa pikaealiste aerosoolide hulga mitmekordse suurenemise. Ilmselt ilmnes jahutav efekt kõige selgemini madalatel laiuskraadidel, eriti külgnevatel

Hämar >ad536_sun

Pilves päev "^Tobi vool)

Foto puudub Myitthesis TobaV (kõrge) >Roza

t-"ut) kuuvalgus 4

Riis. 3. Hinnangud läbi stratosfääri aerosooli ja/või peentolmu loori tungiva päikesekiirguse hulga, olenevalt nende massist. Täpid tähistavad suuri ajaloolisi ja eelajaloolisi purse

piirkonnad - India, Malaisia. Selle nähtuse globaalsele tähtsusele viitab ka vulkaani “hapu” jälg. Toba, registreeritud 1033 ja 1035 m sügavusel Antarktikas Vostoki jaamas kaevude 3C ja 4C südamikus.

Tõendeid vulkaanilise kliima modulatsioonist aastakümnete jooksul on saadud ka puude rõngaste ja mägede liustike mahu muutuste uuringutest. Dokumendist selgub, et Ameerika Ühendriikide lääneosas esinevad külmahood, mis on määratud puurõnga dendrokronoloogiaga, on tihedalt kooskõlas registreeritud pursetega ja on tõenäoliselt seotud vulkaaniliste aerosoolide kattekihtidega stratosfääris ühe või kahe poolkera skaalal. L. Scuderi märkis, et temperatuurimuutustele tundlike metsade kasvu ülemise piiri rõngaste erineva paksuse, Gröönimaa jää happesuse profiilide ja Sierra Nevada (California) mägiliustike edenemise vahel on tihe seos. ). Purskele järgnenud aasta jooksul täheldati puude kasvu järsku langust (mille tulemusena tekkis aerosoolkate) ja rõngaste juurdekasvu vähenemine toimus 13 aasta jooksul pärast purset.

Kõige lootustandvamad teabeallikad mineviku vulkaaniliste aerosoolide kohta on endiselt jääsüdamiku ja sulfaadi (happe) seeria happesus - kuna need sisaldavad materiaalseid tõendeid keemiliste lisandite atmosfääri koormuse kohta. Kuna jääd saab dateerida selle iga-aastase kogunemise põhjal, on võimalik ülemiste jääkihtide happesuse tippe otseselt seostada teadaoleva perioodi ajalooliste pursetetega. Seda lähenemisviisi kasutades korreleeritakse ka teadmata päritolu varajased happesuse piigid kindla vanusega. Ilmselt sellised võimsad vulkaanipursked nagu 536-537 toimunud tundmatud sündmused. ja umbes 50 eKr ehk Tambora 1815. aastal põhjustas päikesekiirguse selge vähenemise ja planeedi pinna jahenemise üheks kuni kaheks aastaks, mida toetavad ajaloolised tõendid. Samal ajal näitas temperatuuriandmete analüüs, et holotseeni soojenemine üldiselt ja eriti 1920.–1930. aastatel oli tingitud vulkaanilise aktiivsuse vähenemisest.

On teada, et üks tõhusamaid meetodeid mineviku vulkaanilise tegevuse uurimiseks on polaarliustike jääsüdamike happesuse ja aerosoolide sisalduse uurimine. Nendes olevaid tuhakihte kasutatakse paleobotaaniliste ja geoloogiliste uuringute tulemustega võrreldes tõhusalt ajutiste võrdluspunktidena. Vulkaanilise tuha paksuse võrdlemine erinevatel laiuskraadidel aitab selgitada tsirkulatsiooniprotsesse minevikus. Pange tähele, et aerosooli varjestav roll stratosfääris on palju tugevam poolkeral, kus toimus vulkaaniliste osakeste süstimine stratosfääri.

Arvestades pursete, eelkõige madala laiuskraadiga vulkaanide või suviste pursete võimalikku mõju kliimale mõõdukatel või kõrgetel laiuskraadidel, tuleb arvestada vulkaanilise materjali tüüpi. Vastasel juhul võib see kaasa tuua termilise efekti mitmekordse ülehindamise. Seega plahvatusohtlike pursete ajal datsiidi tüüpi magmaga (näiteks St. Helensi vulkaan) oli konkreetne panus H2O4 aerosoolide tekkesse ligi 6 korda väiksem kui Krakatau purske ajal, mil andesiitset magmat oli umbes 10 km3. väljapaiskunud ja ligikaudu 50 miljonit tonni N2B04 aerosoole. Õhusaaste mõju poolest vastab see 500 Mt koguvõimsusega pommide plahvatusele ja peaks vastavalt piirkonna kliimale avaldama olulisi tagajärgi.

Basaltsi vulkaanipursked tekitavad veelgi suuremas koguses väävlit sisaldavaid väljahingamisi. Nii põhjustas Laki basaltipurse Islandil (1783), pursanud laava mahuga 12 km3, ligikaudu 100 miljoni tonni H2O4 aerosoolide tootmist, mis on peaaegu kaks korda suurem kui Krakatoa plahvatusliku purske eritoodang.

Ilmselt põhjustas Laki purse mingil määral 18. sajandi lõpu jahtumist. Islandil ja Euroopas. Otsustades Gröönimaa jääsüdamike happesuse profiilide järgi, mis peegeldavad vulkaanilist aktiivsust, võib märkida, et vulkaaniline aktiivsus põhjapoolkeral väikese jääaja ajal korreleerub üldise jahtumisega.

Vulkaanilise tegevuse roll sademete tekkes. Levinud arvamus: atmosfäärisademete tekkimisel on looduslikes tingimustes igal temperatuuril esmane protsess veeauru kondenseerumine ja alles siis tekivad jääosakesed. Hiljem näidati, et isegi korduva küllastumise korral tekivad jääkristallid täiesti puhtas niiskes õhus alati tilkade homogeense väljanägemise tulemusena, millele järgneb külmumine, mitte otse aurudest.

Eksperimentaalselt tehti kindlaks, et jääkristallide tuuma moodustumise kiirus ülejahutatud veetilkades homogeensetes tingimustes sõltub ülejahutatud vedeliku mahust ja mida väiksem on maht, seda väiksem see on: mitmemillimeetrise läbimõõduga tilgad (vihm) ) jahutatakse enne külmutamist temperatuurini -34 ± -35 °C ja mitme mikronise läbimõõduga (hägune) - kuni -40 °C. Tavaliselt on jääosakeste moodustumise temperatuur atmosfääripilvedes palju kõrgem, mis on seletatav kondensatsiooni ja kristallide moodustumise protsesside heterogeensusega atmosfääris aerosoolide osaluse tõttu.

Jääkristallide tekkimisel ja nende kuhjumisel toimib vaid väike osa aerosooliosakestest jääd moodustavate tuumadena, mis sageli põhjustab pilvede ülejahtumist temperatuurini -20°C ja alla selle. Aerosooliosakesed võivad käivitada jääfaasi moodustumise kas ülejahutatud vedelast veest, külmutades tilgad seestpoolt või sublimatsiooni teel. Põhjapoolkeral kogutud sublimeeritud lumekristallide uurimine näitas, et ligikaudu 95% juhtudest leiti nende keskosas üks tahke tuum (suurusega peamiselt 0,4-1 mikronit, mis koosneb saviosakestest). Samas on jääkristallide moodustumisel kõige tõhusamad saviosakesed ja vulkaaniline tuhk, pilvepiiskades valitsevad meresoolad. Selline erinevus võib olla oluline põhjapoolkera kõrgetel laiuskraadidel (võrreldes lõunapoolkeraga) lume kogunemise suurema kiiruse ja ka Gröönimaa kohal toimuva atmosfääriniiskuse tsüklonaalse transpordi suurema efektiivsuse kui Antarktika kohal.

Kuna aerosoolide hulga olulisima muutuse atmosfääris määrab vulkaaniline aktiivsus, siis pärast purset ja troposfääri vulkaaniliste lisandite kiiret väljauhtumist võib stratosfääri alumistest kihtidest oodata pikaajalist sademete tekkimist suhteliselt madala hapniku ja hapniku isotoopide suhtega. deuteeriumi ja madala "primaarse" süsinikusisaldusega. Kui see oletus vastab tõele, siis on polaarjääsüdamike eksperimentaalsete uuringute põhjal mõistetavad mõned paleotemperatuuri kõvera “külmad” võnked, mis langevad ajaliselt kokku “atmosfäärilise” CO2 kontsentratsiooni vähenemisega. See "selgitab" osaliselt nooremate dryaside jahtumist, mis ilmnes kõige selgemalt Atlandi ookeani põhjaosa vesikonnas umbes 11-10 tuhat aastat tagasi. . Selle jahtumise alguse võis algatada vulkaanilise aktiivsuse järsk tõus ajavahemikul 14-10,5 tuhat aastat tagasi, mis väljendus vulkanogeense kloori ja sulfaatide kontsentratsiooni mitmekordses suurenemises Gröönimaa jääsüdamikes.

Atlandi ookeani põhjaosaga külgnevatel aladel võib seda jahtumist seostada suurte jäätipu (11,2 tuhat aastat tagasi) ja Alpides (12–10 tuhat aastat tagasi) paiknevate Eifeli vulkaanide pursetega. Jahutusäärmus on hästi kooskõlas vulkaani purskega. Vedda 10,6 tuhat aastat tagasi, mille tuhakiht on jälgitav Atlandi ookeani kirdeosas. Otse 12-10 tuhande aasta taguse perioodi kohta. on ka nitraatide maksimum, mille kontsentratsiooni langus langeb kokku soojenemise algusega pärast ekstreemsust.

jahutamine (10,4 tuhat aastat tagasi). Lõunapoolkeral, nagu on teada, ei iseloomusta Younger Dryas Antarktika jääsüdamike CO2 sisalduse vähenemist ja see väljendub nõrgalt kliimakõverates, mis on kooskõlas vulkanogeensete aerosoolide madalama kontsentratsiooniga kui Gröönimaal. Eelneva põhjal saame teha esialgse järelduse, et vulkaaniline tegevus avaldub lisaks otsesele mõjule kliimale ka lumesademete suurenenud hulgast tingitud “lisa”jahtumise simuleerimises.

Lähtudes üldisest teabest aerosoolide ebaproportsionaalselt suurema (võrreldes Antarktikaga) sisalduse kohta Gröönimaal õhuniiskuse kondenseerumis- ja kristalliseerumistuumadena, võib eeldada, et sademetest kinnipüütud õhukomponentide osakaal on vastavalt suurem (seoses üldise taseme langusega). kristalliseerumine) liustike gaasilisele koostisele. Kõrgem vulkaaniline aktiivsus põhjapoolkeral määrab suurema mõju jääkilbi isotoopkoostisele. See võib väljenduda paleoisotoopsignaali olulises suurenemises siin, näiteks nooremates drüjas, võrreldes Antarktikaga. Viimasel juhul on võimalik simuleerida üksikuid klimaatilisi sündmusi, mis on tingitud isotoopkoostise „vulkaanilistest” kõikumistest.

Vulkaanilised indeksid

Praegu on välja töötatud mitmeid indekseid, et hinnata vulkanismi panust kliimamuutustesse: vulkaanilise tolmu eesriide indeks (DVI – Dust Volcanic Index), vulkaanilise plahvatusohtlikkuse indeks (VEI – Volcanic Explosive Index), samuti MITCH, SATO. ja neid arvutanud autorite nimede järgi nime saanud KHM.

DVI. Esimene ülemaailmne üldistus vulkaanipursete mõju kohta kliimatulemustele tehti A. Lambi klassikalises uuringus ja seejärel muudeti (). A. Lam pakkus välja indeksi, mis on spetsiaalselt loodud selleks, et analüüsida vulkaanide mõju ilmastikule, õhutemperatuuri langusele või tõusule ning laiaulatuslikule tuuleringlusele. A. Robok, kasutades DVI-d, et täpsustada väikese jääaja kliimaomaduste arvutusi energiabilansi mudeli abil, näitas, et vulkaanilised aerosoolid mängivad sellel ajavahemikul jahutuse tekitamisel suurt rolli.

DVI loomise meetodid on visandanud A. Lam. Nende hulka kuulusid: ajaloolised andmed pursete, optiliste nähtuste, kiirguse mõõtmiste kohta (1883. aasta järgse perioodi kohta), temperatuuriparameetrid ja pursanud materjali mahu arvutused. DVI-d on sageli kritiseeritud (nt ), kuna see seob kliimaanomaaliaid otseselt vulkaaniliste sündmustega, mis viib selle kasutamise lihtsustatud mõistmiseni ainult seoses temperatuurimuutustega. Tegelikult põhineb DVI arvutus ainuüksi temperatuuriteabel mitme põhjapoolkeral aastatel 1763–1882 toimunud purse kohta. ja see on osaliselt arvutatud mõne selle perioodi sündmuse temperatuuriandmete põhjal.

V.E.I. Pursete suhtelise ulatuse mõõtmise katse VEI abil põhineb teaduslikel mõõtmistel ja üksikute pursete subjektiivsetel kirjeldustel. Vaatamata nende andmete ilmselgele väärtusele, tuleb olla ettevaatlik pärast eelmist sajandit aset leidnud vulkaaniliste sündmuste sageduse ja ulatuse kindlaksmääramisel, kuna paljud varasemad pursked jäid registreerimata.

MITCH. Selle indeksi pakkus välja D.M. Mitchell, kes kasutas ka A. Lambi andmeid. See vulkaaniline kronoloogia hõlmab aastaid 1850–1968 ja on põhjapoolkera DVI-st üksikasjalikum, kuna autor võttis arvutustesse DVI-st pärit pursked.<100, не использовавшиеся А.Лэмом при создании своего индекса. Был сделан вывод, что в стратосферный аэрозольный слой поступает около 1% материала от каждого извержения.

SATO indeks. Välja töötatud vulkanoloogilisest teabest emissioonide mahu kohta (kokkuvõte, 1850–1882), optilise sumbumise mõõtmiste (pärast 1882. aastat) ja satelliidiandmete põhjal alates 1979. aastast. Atmosfääri keskmised optilise sügavuse indeksid arvutatakse lainepikkusel 0,55 µm. iga kuu eraldi põhja- ja lõunapoolkeral.

Hmelevtsovi indeks (KHM). Loodud teadaolevate vulkaanipursete heitkoguste arvutuste põhjal koos kahemõõtmelise stratosfääri transpordi- ja kiirgusmudeliga. Seeriat esindavad lairiba nähtava optilise sügavuse igakuise laiuskraadide jaotuse ja stratosfääri aerosoolikoormuse muude optiliste omaduste keskmised väärtused aastatel 1850–1992.

Vulkaanipursete liustikuline kronoloogia

Vulkaaniliste aerosooliindeksite kronoloogiate peamised puudused, eriti teabelüngad viimasele eelnenud perioodi kohta -

kaks sajandit tahetakse suuresti lahendada viimasel kümnendil välja töötatud jäätuumade happesuse analüüsi ja mägiliustike produktiivsuse kõikumiste uurimise põhjal välja töötatud liustiku (liustiku) indeks vulkaanilise aktiivsuse kohta.

Gröönimaa jääkilbi happeprofiilide võrdlemise tulemusena märgiti, et mägiliustike edenemine järgnes perioodidele, mil jää happesus tõusis oluliselt kõrgemaks kui taustväärtused. Liustiku taandumist täheldati seevastu keskaja soodsal perioodil (1090–1230), mis langeb kokku Gröönimaa liustike madala happesuse intervalliga (joonis 4). Tihe seos happeliste sademete kogunemise Gröönimaal ja mägiliustike kõikumiste vahel viimastel sajanditel näitab, et mägiliustike maapinna moreenide asukohaga registreeritud kümnendilised kliimamuutused on korrelatsioonis stratosfääri küllastumise muutustega vulkaanilise aerosooliga. .

Vulkaaniline signaal jääsüdamikes

Töös analüüsiti viimase aastatuhande jooksul planeedi mõlema polaarpiirkonna tuumades samaaegselt ilmunud vulkaanilisi signaale. Selles kasutati aastase H+ tsüklit (ECM) üldise vulkaanilise aktiivsuse nomogrammina. Kihid, millel on kõrge H+ kontsentratsioon (üle läve 2a (3,3 mg ekv/kg) alates keskmisest 1,96 mg ekv/kg),

Jää happesuse samm

Gröönimaa kilbi reaktsioon Alpide liustike kõikumine

0 12 3 4 “------ Ettemaks

mekv. Taganemine -----»

Riis. 4. Gröönimaa jää happeprofiili ülemine osa (varjutatud ala tähistab taustal olevaid väärtusi), võrreldes viie mägiliustiku aegridadega (A - Argentiere, B - Brenva, G - Unter Grindelwald, M - Mer de Glace, R – Rhone) . Horisontaalsed punktiirjooned näitavad sündmuste algust, mille happesus tõuseb üle tausta tasemeni 2,4 µg-ekv. H+/kg ja üle selle. Kõverast paremal olevad varjutatud alad näitavad liustiku edasiliikumise hilinemist pärast esialgset happesuse suurenemist. Liustiku edasiliikumise haripunkt hilineb 1-2 aastakümmet pärast happesuse tipptaseme tõusu

tuvastati ioonse koostise vulkaanilise aktiivsuse tunnuste võimalike näitajatena.

Eriti huvipakkuvad on nss SO42- (nss - mittemerelise päritoluga sulfaadid või sulfaadi liig) kontsentratsiooni taseme ligikaudu võrdsed maksimaalsed väärtused mõlemal poolkeral pärast vulkaanipurset. Krakatoa (6° S, 105° E), mille maksimaalne purskeaktiivsus märgiti 26. augustil 1883. aastal. Gröönimaa keskosas asuva Kreeta kaevu südamike analüüs jõudis järeldusele, et selle purske signaali jõudmiseks Gröönimaa pinnale kulus umbes aasta ja happesuse maksimaalseks tõusmiseks puurimiskohas umbes kaks aastat. .

Teine näide on sulfaatkurtoosi maksimaalse kontsentratsiooni horisondid bipolaarsetes punktides, mis pärinevad 1835. ja 1832. aastast, mis on 3–5 korda kõrgemad kui taustatasemed. Varem täheldati Kreeta tuumas keemilisi signaale erinevates tuumades, mis registreerisid Tambora purske (8° S, 118° E) 5. aprillil 1815, samuti tundmatut purskesignaali 1810. aasta paiku. Gröönimaa Tambora purske tippsignaal ilmus aasta pärast seda sündmust. Samuti täheldati akumulatsioonikihtide vahel kõrgeid nss SO42 kontsentratsioone, mis varieerusid erinevates tuumades vahemikus 1450–1464. Tõenäoliselt esindavad kõik need signaalid sama 1459 sündmust, mis tuvastati parima kuupäevaga CR74-s; täheldatud erinevused tulenevad kõige tõenäolisemalt ajaskaala ebatäpsusest nendel sügavustel, eriti tuuma SP78 puhul.

1259 vahekiht on vulkaaniline sündmus, mida täheldatakse kõikjal polaarjääsüdamikes ja mis kujutab endast ilmselt suurimat purskesündmust, mille heitkogused transporditi allikast üle kogu maailma.

Tuleb märkida, et kõik mainitud nss SO42 piigid puurkaevus CR74 leiti ka ECM-i variatsioonikõverast (elektrijuhtivuse väärtused) Gröönimaa keskosast (Greenland Ice-core Project – GRIP) pärinevas südamikus kuupäevadega, mis vastavad kaevu CR74 südamik, kõrvalekalletega ± 1 aasta. Kaevu NBY89 südamiku ajaskaala analüüsi tulemused annavad pideva aastaste akumulatsiooniväärtuste seeria viimase 1360 aasta jooksul (alates 629. aastast). Erinevaid ajaskaalasid kasutades määrati 111 m sügavusega SP78 südamiku põhja vanus - alates 980 ± 10 aastast; südamiku põhi D3 18C sügavusega 113 m - 1776 ± 1 aasta (208 aastakihti pinnast 1984); südamiku põhi CR74 -553 ± 3 aastat (1421. aastakiht allapoole 1974. aasta pinnast).

Mõlema poolkera jääsüdamike kõrgeimad H2SO4 tipud esinevad proovides, mis on võetud horisondist 1259. Gröönimaa ja Antarktika jääsüdamike keemiline analüüs on andnud tulemuseks eelmise aastatuhande olulisemate vulkaaniliste sündmuste bipolaarse stratigraafilise kronoloogia. Selle kronoloogia põhielement on reaalsusele lähedase ajaskaala kindlaksmääramine tuuma NBY89 jaoks (millest saadi teiste Antarktika tuumade vulkaanilise indeksi suured tipud) ning Antarktika ja Gröönimaalt pärit jääsüdamike ristdateerimise tulemused.

Varasemate kliimamuutuste põhjuste, sealhulgas keskaegse soojenemise ja nn väikese jääaja (LIA) hindamiseks 2000 aasta jooksul on vaja usaldusväärseid aegridu atmosfääri vulkaaniliste aerosoolikoormuste kohta. Üle viimase aastatuhande on arvutatud vaid kaks indeksit, mis põhinevad erinevatel loodusandmetel ja kriteeriumidel. Selle tulemusena jäävad jääsüdamikud kõige optimaalsemateks teabeallikateks mineviku vulkaaniliste aerosoolide kohta (happesuse ja sulfaadi seeriate järgi), mis on atmosfääri koormuse füüsikalised tõendid.

Esmakordselt demonstreeriti jääsüdamiku happesuse ja sulfaadi seeriate abil uue globaalse vulkanismi muutuva indeksi loomise teostatavust.

ajavahemik aastast 1850 kuni tänapäevani. Kombineerides 8 jääsüdamikku põhjapoolkeral ja 5 lõunapoolkeral, pakuti välja jäävulkaaniline indeks (IVI – Ice Volcanic Index). Need IVI kronoloogiad on tihedalt seotud iga poolkera 5 saadaoleva vulkaanilise indeksiga. On selge, et jääsüdamike abil saadud tulemused, võrreldes geoloogilise ja bioloogilise teabega, võimaldavad tulevikus luua täpsemaid ja pikaajalisemaid vulkaanilise tegevuse kronoloogiaid.

Muud omadused, mis võivad kliimamuutuste ajaskaalat täiendada, on kasvuhoonegaasid, troposfääri aerosoolid, päikesekonstandi kõikumised, atmosfääri-ookeani vastasmõjud ja juhuslikud stohhastilised variatsioonid. Põhja- ja lõunapoolkera jääsüdamike piikide seeria varieeruvus võib olla tingitud nii madalast vulkanismi tasemest kui ka muudest atmosfääri sulfaadiheitmete põhjustest, sealhulgas bioloogilistest reaktsioonidest vulkaani põhjustatud kliimamuutustele.

Kõigis IVI kronoloogiate seeriates on visuaalselt nähtavad ainult 5 purset: dateerimata aastatel 933 ja 1259. (VEI kataloogis ei ole), Laki kõrgel laiuskraadil 1783. aasta purse, 1809. aasta tundmatu purske ja lõpuks 1815. aasta Tambora (VEI = 7 punkti), mis esineb mõlemas indeksis. Laki purske tipp on DVI-seerias olemas, kuid selle võimsus on ainult VEI = 4, kuna see ei tekita graafikus suurt piiki. Baitou purse lõunapoolkeral 1010. aasta paiku, kui VEI = 7, ei ilmu jääsüdamikesse ega ka 12 purset VEI = 6, millel on VEI kataloogis nähtavad tipud.

Tulemuste ebaühtluse põhjuseid võib seostada liustikurea suure “müraga” ja mitte-jääindeksite ebatavalisusega. Kuna pursete kohta on vähem teavet, jääb kronoloogia alumine osa tegelikkusest kaugemaks. Siiski võib põhirekord olla põhjapoolkera jaoks piisav, vähemalt tänapäevasel perioodil. Selle kestuse testiks märgime, et aastast 1210 kuni tänapäevani on põhjapoolkeral saadud 4 jääsüdamikku, millest kolm (A84, Kreeta ja GISP2) ulatuvad 20. sajandisse. Nende seeriate keskmistamine aastast 1854 kuni tänapäevani ja selle keskmise (IVI*) korrelatsioon 5 muu põhiindeksiga näitas, et IVI* on tihedalt seotud (1% olulisuse tasemel) põhirea keskmisega, MITCH, VEI. , SATO ja KHM, põhjapoolkera (RF) liustiku seeriad ja üksikute jääaja kronoloogiatega kaevudest Loganis (Alaskas) ja 20D Gröönimaal.

IVP kronoloogia selgitab enam kui 60% IVI variatsioonist sellel ajavahemikul, hoolimata sellest, et see koosneb ainult GISP2, Kreeta ja A84 tuumadest. Seetõttu on see põhjapoolkera atmosfääri aerosoolvulkaanilise koormusega peaaegu sama tüüpiline kui kogu IVI seeria.

Seevastu lõunapoolkera kohta on kogutud palju vähem teavet ja seda on võimalik võrrelda nii jääsüdamike kui ka mitte-jää-indeksitega. Siin on ainult kaks jääsüdamikku, mis hõlmavad umbes 1500-aastast kronoloogiat – kaevud G15 ja PSI. Lõunapoolkera liustikurekordite nähtavad ühised tipud piirduvad aastaga 1259 ning 1809. ja 1815. aasta pursete paariga. Need sündmused pidid olema väga tugevad ja leidma aset troopikas, et sel viisil avalduda planeedi mõlemal poolusel. Samal ajal sisaldavad viimase 2000 aasta liustikukronoloogiad suurel hulgal sündmusi, mida ajaloolistes ja geoloogilistes dokumentides pole siiani tuvastatud.

Kokkuvõttes tasub märkida mõningaid probleeme, mis on seotud eelkõige jääsüdamike analüüsi tulemuste tõlgendamisega.

Seega võivad jääkihtidega kaetud vulkaanipursked tekitada tohutul hulgal sulfaadisademeid ilma stratosfääri rikastamata ja seega suuremahulist efekti tekitamata.

Ülemaailmselt olulised vulkaanipursked, mis asuvad proovivõetud jääsüdamiku lähedal asuvatel laiuskraadidel (nt Katmai 1912. aastal), võivad dateerimist veelgi keerulisemaks muuta pursesaaduste otsese sadestumise kaudu troposfääri transpordi ja hilisema sadestumise kaudu.

Täiesti selge ei ole ka seos atmosfääri aerosoolidega koormuse ja lumme ladestunud sulfaadi hulga vahel. Stratosfääri ja troposfääri vahelised vahetusmehhanismid, mis mõjutavad troposfääri koormust sulfaatidega, võivad iga vulkaanipurske puhul olla erinevad: esiteks protsesside sünkroniseerimisest igas atmosfäärikihis, teiseks geograafilisest asukohast ( pikkus- ja laiuskraad) stratosfääri süstimise ja kolmandaks loodusliku sünoptilise varieeruvuse kohta. Nagu märgitud, on ka mittevulkaanilistel sulfaadiallikatel oma varieeruvus, mistõttu taust- ja vulkaanilised komponendid võivad üksteist tühistada või tugevdada.

Tuha ja aerosoolide lademete tõlgendamisel ja dateerimisel on probleeme isegi aktiivse vulkaani läheduses asuvate paikade puhul, kuna nende osakeste eluiga atmosfääris on erinev. Seetõttu on puurimiskohale kõige lähemal asuvate vulkaanide tuhk kõige selgemalt tuvastatav. Näiteks Kamtšatka Kljutševskoi ja Bezõmjannõi vulkaanide kohta (joon. 5).

Vulkaanid mõjutavad atmosfääri, saastavad seda tahkete ja lenduvate saadustega. Suured pursked võivad lühiajaliselt pärast sündmust kaasa tuua Maa pinna olulise jahenemise (0,4–0,5°C), mida on tunda ühel poolkeral või kogu maailmas. Seega on pursked olulised tulevaste kliimatrendide hindamiseks. Kuna aga ei ole võimalik teha pikaajalisi prognoose ja puuduvad üksikasjalikud andmed minevikusündmuste kohta (mis on vajalik sündmuste usaldusväärsete kordusintervallide saamiseks), on tulevaste pursete tõenäolise soojenemise ja kasvuhooneefekti täpsed arvutused ebakindlad. Parimal juhul võib väita, et kui üksikud pursked korduvad 1815. aasta Tambora purske suurusjärgus, võib tulemuseks olla soojenemistrendi peatumine mitmeks aastaks või kauemaks. Kogu maailmas on vaja palju rohkem uuringuid, et luua usaldusväärseid ja üksikasjalikke andmeid varasemate vulkaanipursete kohta. Selle kasutamiseks peab varasemate pursete kronoloogia olema koostatud mitte rohkem kui ±10 aasta veaga: ainult sellise eraldusvõimega andmete põhjal on võimalik nende vastuvõetav hinnang.

KIRJANDUS

1. Belousov A.B., Belousova M.G., Muravjov Ya.D. Holotseeni pursked Teaduste Akadeemia kaldeeras // Dokl. AN. 1997. T. 354, nr 5. Lk 648-652.

2. Brimblecombe P. Atmosfääri koostis ja keemia. M.: Mir, 1988. 351 lk.

3. Budyko M.I. Kliima minevikus ja tulevikus. L.: GIMIZ, 1980. 351 lk.

Riis. 5. Tuhakihtide jaotus Ushkovo jääsüdamikus koos Kamtšatka Põhjagrupi vulkaanide teadaolevate pursete kuupäevadega. T - kaugete vulkaanide peen tuhk või tolm Hiina ja Mongoolia kõrbetest; märk (?) näitab valesid kuupäevi

4. Pruppacher G.R. Loodusliku ja inimtekkelise reostuse roll pilvede ja sademete tekkes // Alumise troposfääri keemia. M.: Mir, 1976. Lk 11-89.

5. Semiletov I.P. Süsinikuringe ja globaalsed muutused viimasel kliimaperioodil // MHI. 1993. Vol. 76. lk 163-183.

6. Bradley R.S. Plahvatusohtlik vulkaanipurske signaal põhjapoolkeral mandri temperatuurirekordid // Clim. Muuda. 1988. N 12. Lk 221-243.

7. Charlson R.J., Lovelock J.E., Andreae M.O., Warren S.G. Ookeani fütoplankton, atmosfääri väävel, pilvalbeedo ja kliima // Loodus. 1987. Vol. 326, N 614. Lk 655-661.

8. Dai J., Mosley-Thompson E., Thompson L.G. Jäätuuma tõendid plahvatusohtliku troopilise vulkaanipurske kohta 6 aastat enne Tamborat // J. Geophys. Res. 1991. Vol. 96, N D9. P. 17,361-17,366.

9. Delmas R.J., Kirchner S., Palais J.M., Petit J.R. Lõunapoolusel registreeritud 1000 aastat plahvatuslikku vulkanismi // Tellus. 1992. N 44 B. P. 335-350.

10. Hammer C.U., Clausen H.B., Dansgaard W. Gröönimaa jääkatte tõendid post-glatsiaalsest vulkanismist ja selle kliimamõjust // Loodus. 1980. N 288. Lk 230-235.

11. Izett G.A. Bishop Ash Bed ja mõned vanemad koostiselt sarnased tuhapeenrad Californias, Nevadas ja Utahis. USA // Geoloog. Küsitlus Ava faili aruanne. 1982. Lk 82-582.

12. LaMarche V.C., Hirschboeck K.K. Härmarõngad puudes kui suurte vulkaanipursete rekordid // Loodus. 1984. N 307. Lk 121-126.

13. Lamb A.H. Vulkaaniline tolm atmosfääris // Phil. Trans. Roy. Soc. 1970. kd. 266. Lk 425-533.

14. Tall A.H. Vulkaanilise tolmu loori indeksi hinnangute kronoloogia ajakohastamine // Clim. Monit. 1983. N 12.

15. Langway C.C., Jr., Osada K., Clausen H.B., Hammer C.U., Shoji H. 10-sajandi prominentsete bipolaarsete vulkaaniliste sündmuste võrdlus jääsüdamikes // J. Geophys. Res. 1995. Vol. 100, N D8. Lk 16 241-16 247.

16. Langway C.C., Jr., Clausen H.B., Hammer C.U. Poolkeradevaheline ajamarker Gröönimaa ja Antarktika jääsüdamikes // Ann. Glaciol. 1988. N 10. Lk 102-108.

17. Legrand M., Delmas R.J. 220-aastane pidev rekord vulkaanilise H2SO4 kohta Antarktika jääkilbis // Loodus. 1987. N 328. Lk 671-676.

18. Mitchell J.M., Jr. Eelhinnang õhusaaste kui eelmise sajandi globaalsete temperatuurikõikumiste põhjuste kohta // Keskkonnareostuse globaalsed mõjud / toim. S.F. Singer, D. Reidel. 1970. Lk 139-155.

19. Moore J.C., Narita H., Maeno N. Pidev 770-aastane vulkaanilise tegevuse rekord Ida-Antarktikast // J.

Geophys. Res. 1991. Vol. 96, N D9. P. 17,353-17,359.

20. Petit J. R., Mounier L., Jouzel J. jt. Vostoki tuuma tolmurekordi paleoklimatoloogiline ja kronoloogiline mõju // Loodus. 1990. Vol. 343, N 6253. Lk 56-58.

21. Rampino M.R., Stother R.B., Self S. Vulkaanipursete kliimamõjud // Loodus. 1985. Vol. 313, N 600. Lk 272.

22. Rampino M.R., Self S. El Chichoni atmosfäärimõjud // Sci. Olen. 1984. N 250. Lk 48-57.

23. Rampino M.R., Self S., Stothers R.B. Vulkaanilised talved // Aasta Rev. Maa ja planeetide teadus Lähme. 1988. N 16. Lk 73-99.

24. Raynaud D. Gaasi kogusisaldus polaarjää tuumas // Polaarjää kliimarekord. Cambridge, 1983, lk 79-82.

25. Robock A., Vaba M.P. Jääsüdamikud kui globaalse vulkanismi indeks aastast 1850 kuni tänapäevani // J. Geophys. Res. 1995. Vol. 100, N D6. Lk 11 549-11 567

26. Robock A., Vaba M.P. Viimase 2000 aasta vulkaaniline rekord jäätuumades. // NATO ASI seeria. 1996. Vol. 141. Lk 533-546.

27. Sato M., Hansen J.E., McCormick M.P., Pollack J.B. Stratosfääri aerosooli optilised sügavused, 1850-1990 // J. Geophys. Res. 1993. Vol. 98. Lk 22,987-22,994.

28. Scuderi L.A. Puurõnga tõendid klimaatiliselt tõhusate vulkaanipursete kohta // Quatern. Res. 1990. N 34. Lk 6785.

29. Semiletov I.P. Muistse jääõhu sisalduse hiljutise uuringu kohta: Vostoki jääsüdamik // Proc. ISEB 10. San Francisco CA, USA. 1991. august. 19-23,

30. Simkin T., Siebert L., McClelland L., Bridge D., Newhall C.G., Latter J.H. Maailma vulkaanid. N. Y: Van Nostrand Reinhold, 1981. 232 lk.

31. Stothers R.B., Wolff J.A., Self S., Rampino M.R. Basaltilõhe pursked, voogude kõrgused ja atmosfääriaerosoolid // Geophys. Res. Lähme. 1986. N 13. lk 725-728.

32. Stothers R.B. 536. aasta müsteeriumipilv // Loodus. 1984. Vol. 307, N 5949. Lk 344-345.

33. Turco R.P., Toon O.B., Ackerman T.P. et al. Tuumatalv: mitme tuumaplahvatuse globaalsed tagajärjed // Teadus. 1983. N 222. Lk 1283-1292.

Sissejuhatus

Vulkaanid mõjutavad looduskeskkonda ja inimkonda mitmel viisil. Esiteks purskavate vulkaaniliste saaduste (laava, tuhk jne) otsene mõju keskkonnale, teiseks gaaside ja peentuha mõju atmosfäärile ja seeläbi kliimale, kolmandaks vulkaaniliste saaduste soojuse mõju jääle ja lumel, mis sageli katab vulkaanide tippe, mis toob kaasa katastroofilisi mudavoolusid, üleujutusi, laviine, neljandaks kaasnevad vulkaanipursetega tavaliselt maavärinad jne. Kuid vulkaanilise aine mõju atmosfäärile on eriti pikaajaline ja globaalne, mis kajastub muutustes Maa kliimas.

Katastroofiliste pursete ajal võivad vulkaanilise tolmu ja gaaside heitkogused, mis sublimeerivad väävliosakesi ja muid lenduvaid komponente, jõuda stratosfääri ja põhjustada katastroofilisi kliimamuutusi. Nii põhjustas stratosfääri hägustumine 17. sajandil pärast Sitsiilia vulkaanide Etna ja Islandil Hecla katastroofilisi purskeid järsu kaheaastase külmahoo, ulatusliku viljaikalduse ja kariloomade surma, epideemiate, mis levisid üle Euroopa ja põhjustas 30-50% Euroopa elanikkonna väljasuremise. Sellised, sageli plahvatusliku stiiliga pursked on eriti iseloomulikud saarekaarega vulkaanidele. Tegelikult on meil selliste pursete puhul loomulik “tuumatalve” mudel.

Passiivselt degaseerivate vulkaanide gaaside emissioon võib üldiselt avaldada globaalset mõju atmosfääri koostisele. Seega viisid pliini- ja koignimbriitsambad vulkaanilist materjali troposfääri, mille käigus tekkis aerosoolipilv, polaarne udu ja polaarosoonikiht katkes.

Seega määrab teema aktuaalsuse Maa kliimamuutuste teema, mida teatud määral soodustab minevikus ja olevikus tegutsenud vulkaanide tegevus.

Uuringu eesmärk: võrrelda kustunud ja aktiivsete vulkaanide omadusi, määrata vulkaanide mõjuaste Maa kliimale.

Uurimisobjekt: maailma vulkaanid.

Uurimisobjekt: vulkaanide mõju kliimamuutustele.

Uuringu eesmärgid:

· paljastada vulkaanide kontseptsiooni olemus;

· Õppida kliima üldisi iseärasusi;

· Arvesta vulkaanide levikualadega;

· Uurige Kamtšatka, Kuriili saarte ja Islandi vulkaanide iseärasusi.

Hüpotees

Vulkaanid on maapinna maastiku asendamatu osa, mis ei kujunda mitte ainult mandri välismaailma, elanike kombeid, seal elavaid hõime, vaid kujundavad ja muudavad ka Maa kliimat.

· Teabe valik ja süntees valitud teema kirjanduse analüüsimise protsessis;

· Uurimuse põhipunktide liigitamine võrdluse ja teemade kategoorilise - kontseptuaalse analüüsi teel;

· Visuaalse ja illustreeriva materjali valik;

· Teatme-, kirjandus- ja kodulookirjanduse, samuti Interneti-lehekülgede materjalide uurimine;

· vajalike faktide ja teabe kogumine, süstematiseerimine ja töötlemine;

· illustreeriva materjali valik ja osaline loomine.

Töö teaduslik ja praktiline tähendus seisneb teabe süstematiseerimises ja üldistamises vulkaanilise tegevuse mõju kohta kliimamuutustele.

Töö koosneb sissejuhatusest, kahest peatükist, järeldusest, kirjanduse loetelust, 40 allikast. Töö sisaldab 7 joonist ja 1 tabelit.

1. Reljeefi ja kliima koostoime

.1 Vulkaan on üks Maa pinna elemente

Türreeni meres Lipari saarte rühmas on väike Vulcano saar. Suurema osa sellest on hõivanud mägi. Juba iidsetel aegadel nägid inimesed, kuidas selle tipust puhkesid mõnikord musta suitsu ja tule pilved ning kuumad kivid paisati kõrgele. Vanad roomlased pidasid seda saart põrgu sissepääsuks, aga ka tule- ja sepakunsti jumala Vulcani pärusmaaks. Selle jumala nime järgi hakati tuld hingavaid mägesid hiljem nimetama vulkaanideks.

Vulkaanipurse võib kesta mitu päeva, mõnikord kuid ja isegi aastaid. Pärast tugevat purset rahuneb vulkaan taas mitmeks aastaks ja isegi aastakümneks.

Selliseid vulkaane nimetatakse aktiivseteks.

Seal on vulkaane, mis pursanud ammustel aegadel. Mõned neist on säilitanud korrapärase koonuse kuju. Selliste vulkaanide tegevuse kohta pole säilinud andmeid. Neid nimetatakse väljasurnuteks, nagu näiteks Kaukaasias, Elbruse ja Kazbeki mägedes, mille tipud on kaetud sädelevate, pimestavate valgete liustikega. Iidsetel vulkaanilistel aladel leidub tugevalt hävinud ja erodeeritud vulkaane. Meie riigis võib iidsete vulkaanide jäänuseid näha Krimmis, Transbaikalias ja mujal. Vulkaanid on tavaliselt koonusekujulised ja nõlvad, mis on nende alustes pehmed ja nende tipud järsemad.

Kui ronite rahulikult aktiivse vulkaani tippu, näete kraatrit – järskude seintega sügavat lohku, mis sarnaneb hiiglasliku kausiga. Kraatri põhi on kaetud suurte ja väikeste kivide kildudega ning põhja ja seinte pragudest tõusevad üles gaasi- ja aurujoad. Need kerkivad rahulikult kivide alt ja pragudest välja või puhkevad äkiliselt, susisedes ja vilistades. Kraater on täidetud lämmatavate gaasidega: ülespoole tõustes moodustavad need vulkaani tipus pilve. Vulkaan võib vaikselt suitseda kuid ja aastaid, kuni toimub purse.

Vulkanoloogid on juba välja töötanud meetodid, mis võimaldavad ennustada vulkaanipurske aega. Sellele sündmusele eelneb sageli maavärinad; kostab maa-alust mürinat, suureneb aurude ja gaaside eraldumine; nende temperatuur tõuseb; pilved tihenevad vulkaani tipu kohal ja selle nõlvad hakkavad "paisuma".

Seejärel plahvatab kraatri põhi Maa sisikonnast väljuvate gaaside survel. Tuhaga segatud paksud mustad gaasi- ja veeaurupilved paiskuvad tuhandete meetrite kõrgusele, uputades ümbritseva ala pimedusse. Plahvatuse ja mürinaga lendavad kraatrist kuumad kivitükid, moodustades hiiglaslikke sädemeid.

Riis. 1.1. - Vesuuvi purse Napoli lähedal 1944. aastal. Plahvatused paiskasid tohutu jõuga välja paksud gaasipilved ja kuuma tuhka. Kuumad laavavoolud laskusid nõlvast alla, hävitades mitu küla (V.I. Mihhailov)

Riis. 1.2. - Vulkaani osa: 1 - magma allikas; 2 - laavavoolud; 3 - koonus; 4 - kraater; 5 - kanal, mille kaudu gaasid ja magma tõusevad kraatrisse; 6 - laavavoolude kihid, tuhk, lapillid ja varasematest pursetest tekkinud lahtised materjalid; 7 - vana vulkaanikraatri jäänused

Mustadest paksudest pilvedest pudeneb tuhk maapinnale, kohati sajab paduvihma ja tekivad mudajoad, mis veerevad mööda nõlvakesi alla ja ujutavad ümbruse üle. Välgusähvatus lõikab pidevalt läbi pimeduse. Vulkaan müriseb ja väriseb, sula tuline vedel laava tõuseb läbi selle kraatri. See loksub, voolab üle kraatri serva ja tormab tulise joana piki vulkaani nõlvad, põletades ja hävitades kõike, mis teele jääb.

Mõne vulkaanipurske ajal, kui laava on väga viskoosne, ei valgu see välja vedela joana, vaid kuhjub vulkaanikuplina ümber tuulutusava. Sageli langevad plahvatuste või lihtsate kokkuvarisemiste käigus sellise kupli servi mööda nõlvadest alla kuumad kivilaviinid, mis võivad vulkaani jalamil põhjustada suuri purustusi. Mõne vulkaani purske ajal purskuvad sellised punakuumad laviinid otse kraatrist välja.

Nõrgemate pursete ajal toimuvad vulkaani kraatris vaid perioodilised gaaside plahvatused. Mõnel juhul paisatakse plahvatuste ajal kuuma helendava laava tükid välja, teistel juhtudel (madalamal temperatuuril) purustatakse juba täielikult tahkunud laava ja suured tumeda, mitteheleneva vulkaanilise tuha plokid tõusevad ülespoole.

Vulkaanipursked toimuvad ka merede ja ookeanide põhjas. Meremehed saavad sellest teada, kui näevad ootamatult vee kohal aurusammast või pinnal hõljuvat “kivivahtu” – pimsskivi. Mõnikord kohtavad laevad merepõhjas uutest vulkaanidest tekkinud ootamatuid madalikke.

Aja jooksul on need madalikud merelainete poolt erodeeritud ja kaovad jäljetult.

Mõned veealused vulkaanid moodustavad koonuseid, mis ulatuvad saarte kujul veepinnast kõrgemale.

Iidsetel aegadel ei osatud seletada vulkaanipursete põhjuseid. See hirmuäratav loodusnähtus pani inimesed õudusesse. Kuid juba iidsed kreeklased ja roomlased ning hiljem araablased jõudsid ideele, et Maa sügavuses on maa-aluse tulemeri. Nad uskusid, et selle mere lained põhjustasid maapinnal vulkaanipurskeid.

Möödunud sajandi lõpus eraldus geoloogiast eriteadus, vulkanoloogia.

Nüüd on mõne aktiivse vulkaani lähedal korraldatud vulkaanijaamad - observatooriumid, kus vulkanoloogid pidevalt vulkaane jälgivad. Meil on sellised vulkanoloogilised jaamad Kamtšatkal Kljutševski vulkaani jalamil Kljutši külas ja Avatša vulkaani nõlval - Petropavlovsk-Kamtšatski linnast mitte kaugel. Kui üks vulkaanidest hakkab tegutsema, lähevad vulkanoloogid kohe selle juurde ja jälgivad purset.

Vulkanoloogid uurivad ka väljasurnud ja hävinud iidseid vulkaane. Selliste vaatluste ja teadmiste kogumine on geoloogia jaoks väga oluline. Muistsed hävitatud vulkaanid, mis tegutsesid kümneid miljoneid aastaid tagasi ja olid peaaegu Maa pinnaga tasandatud, aitavad teadlastel ära tunda, kuidas Maa soolestikus paiknevad sulamassid tungivad tahkesse maakoore ja mis juhtub nende kokkupuutel kivimitega. Tavaliselt tekivad kokkupuutekohtades keemiliste protsesside tulemusena mineraalsed maagid - raua, vase, tsingi ja muude metallide ladestused.

Auru ja vulkaaniliste gaaside joad vulkaanilistes kraatrites, mida nimetatakse fumaroolideks, kannavad endaga kaasa mõningaid aineid lahustunud olekus. Väävel, ammoniaak ja boorhape ladestuvad kraatri pragudesse ja selle ümber, fumaroolide ümber, mida kasutatakse tööstuses.

Vulkaaniline tuhk ja laava sisaldavad palju kaaliumi elemendi ühendeid ja muutuvad aja jooksul viljakateks muldadeks. Nad istutavad aedu või tegelevad põlluharimisega. Seega, kuigi vulkaanide läheduses on ebaturvaline elada, kasvavad seal peaaegu alati külad või linnad.

Miks vulkaanipursked toimuvad ja kust pärineb maakera seest nii tohutu energia?

Mõnede keemiliste elementide, eriti uraani ja tooriumi radioaktiivsuse nähtuse avastamine viitab sellele, et radioaktiivsete elementide lagunemisel koguneb Maa sees soojus. Aatomienergia uurimine toetab seda seisukohta veelgi.

Soojuse kogunemine Maale suurel sügavusel soojendab Maa ainet. Temperatuur tõuseb nii kõrgele, et see aine peaks sulama, kuid maakoore ülemiste kihtide surve all hoitakse seda tahkes olekus. Nendes kohtades, kus maakoore liikumise ja pragude tekkimise tõttu ülemiste kihtide rõhk nõrgeneb, lähevad kuumad massid vedelasse olekusse.

Sügavale maa soolestikus moodustunud gaasidega küllastunud sula kivimi massi nimetatakse magmaks. Magma kolded asuvad maakoore all, vahevöö ülaosas, 50–100 km sügavusel. Vabanevate gaaside tugeva surve all teeb ümbritsevaid kivimeid sulav magma oma teed ja moodustab vulkaani õhuava ehk kanali. Vabanenud gaasid puhastavad plahvatuslikult läbi ventilatsiooniava, purustavad tahked kivid ja viskavad nende tükke kõrgele. See nähtus eelneb alati laava väljavalamisele.

Nii nagu kihisevas joogis lahustunud gaas kipub pudeli lahtikorgimisel välja pääsema, moodustades vahtu, nii paiskub vulkaani kraatris vahutav magma sealt eralduvate gaaside toimel kiiresti välja.

Olles kaotanud märkimisväärse koguse gaasi, valgub magma kraatrist välja ja voolab laavana mööda vulkaani nõlvad.

Kui maapõues olev magma ei leia teed pinnale, siis kivistub see maakoore pragudes veenide kujul.

Mõnikord tungib magma mööda pragu, tõstab kuplikujuna mullakihi üles ja tardub leivapätsi sarnase kujuga.

Laava koostis on erinev ja olenevalt sellest võib olla vedel või paks ja viskoosne. Kui laava on vedel, levib see suhteliselt kiiresti, moodustades oma teekonnal laavalange. Kraatrist väljuvad gaasid eraldavad kuumi laavapurskkaevu, mille pritsmed külmuvad kivipiiskadeks – laavapisarateks. Paks laava voolab aeglaselt, laguneb üksteise otsa kuhjuvateks plokkideks ning sealt välja eralduvad gaasid rebivad plokkidelt lahti viskoosse laava tükke, paiskades need kõrgele. Kui sellise laava trombid õhkutõusmise ajal pöörlevad, omandavad need spindlikujulise või sfäärilise kuju.

Riis. 1.3. - Maavärinaohtlikud piirkonnad ja suured vulkaanid.

.2 Kliima on graafilise kesta peamine tsoonikomponent

vulkaani kliima tsoonigraafika

Kliima, pikaajaline ilmarežiim antud piirkonnas. Iga aja ilma iseloomustavad teatud temperatuuri, niiskuse, tuule suuna ja kiiruse kombinatsioonid. Mõnes kliimas varieerub ilm oluliselt iga päev või hooajaliselt, samas kui teistes püsib see muutumatuna. Kliimakirjeldused põhinevad keskmiste ja äärmuslike meteoroloogiliste tunnuste statistilisel analüüsil. Looduskeskkonna tegurina mõjutab kliima taimestiku, pinnase ja veevarude geograafilist jaotumist ning sellest tulenevalt maakasutust ja majandust. Kliima mõjutab ka inimeste elutingimusi ja tervist.

Klimatoloogia on kliimateadus, mis uurib erinevate kliimatüüpide tekkepõhjuseid, nende geograafilist asukohta ning kliima ja muude loodusnähtuste vahelisi seoseid. Klimatoloogia on tihedalt seotud meteoroloogiaga – füüsika haruga, mis uurib atmosfääri lühiajalisi seisundeid, s.o. ilm.

Kliimat kujundavad tegurid

Kliima kujuneb mitme teguri mõjul, mis varustavad atmosfääri soojuse ja niiskusega ning määravad õhuvoolude dünaamika. Peamised kliimat kujundavad tegurid on Maa asend Päikese suhtes, maa ja mere jaotus, atmosfääri üldine tsirkulatsioon, merehoovused ja maapinna topograafia.

Maa asukoht. Kui Maa tiirleb ümber Päikese, jääb nurk polaartelje ja orbiidi tasandiga risti oleva nurga vahel konstantseks ja on 23°30". See liikumine seletab päikesekiirte langemisnurga muutust Maa pinnal keskpäeval teatud laiuskraadil aastaringselt. Mida suurem on päikesekiirte langemisnurk Maale antud kohas, seda tõhusamalt soojendab Päike pinda. Ainult põhja- ja lõunatroopika vahel (alates 23°30" N kuni 23°30" S) päikesekiired langevad Maale vertikaalselt teatud aastaaegadel ja siin tõuseb päike keskpäeval alati kõrgele horisondi kohale. Seetõttu on troopikas tavaliselt igal aastaajal soe Kõrgematel laiuskraadidel, kus Päike on horisondi kohal madalamal, on maapinna kuumenemine väiksem. Temperatuuris on olulised hooajalised muutused (mida troopikas ei juhtu), talvel on päikese langemisnurk kiirte hulk on suhteliselt väike ja päevad palju lühemad. Ekvaatoril on öö ja päev alati võrdse kestusega, poolustel kestab päev kogu suvise poolaasta ning talvel ei tõuse Päike kunagi horisondist kõrgemale. Polaarpäeva pikkus kompenseerib vaid osaliselt Päikese madalat asendit horisondi kohal ja seetõttu on suved siin jahedad. Pimedatel talvedel kaotavad polaaralad kiiresti soojust ja muutuvad väga külmaks.

Maa ja mere jaotus. Vesi soojeneb ja jahtub aeglasemalt kui maa. Seetõttu on ookeanide kohal õhutemperatuuri ööpäevased ja hooajalised muutused väiksemad kui mandrite kohal. Rannikualadel, kus tuuled puhuvad merelt, on suved üldiselt jahedamad ja talved soojemad kui samal laiuskraadil asuvate mandrite sisemaal. Selliste tuulepoolsete rannikute kliimat nimetatakse mereliseks. Mandrite sisepiirkondi parasvöötme laiuskraadidel iseloomustavad olulised erinevused suvistes ja talvistes temperatuurides. Sellistel juhtudel räägivad nad kontinentaalsest kliimast.

Veepiirkonnad on peamine õhuniiskuse allikas. Kui tuuled puhuvad soojadelt ookeanidelt maismaale, on palju sademeid. Tuulepoolsetel rannikul on suhteline õhuniiskus ja pilvisus kõrgem ning udune päev kui sisemaal.

Atmosfääri tsirkulatsioon. Rõhuvälja iseloom ja Maa pöörlemine määravad atmosfääri üldise tsirkulatsiooni, mille tõttu soojus ja niiskus jaotuvad pidevalt ümber maapinna. Tuul puhub kõrgrõhualadelt madala rõhuga aladele. Kõrget rõhku seostatakse tavaliselt külma ja tiheda õhuga, madalrõhku aga sooja ja vähem tiheda õhuga. Maa pöörlemine põhjustab õhuvoolude kõrvalekaldeid põhjapoolkeral paremale ja lõunapoolkeral vasakule. Seda kõrvalekallet nimetatakse Coriolise efektiks.

Nii põhja- kui ka lõunapoolkeral on atmosfääri pinnakihtides kolm peamist tuuletsooni. Ekvaatori lähedal asuvas intertroopilises lähenemisvööndis läheneb kirde pasaattuul kagule. Passaadituuled pärinevad subtroopilistest kõrgrõhualadest, mis on kõige enam arenenud ookeanide kohal. Pooluste suunas liikuvad ja Coriolise jõu mõjul kõrvale kalduvad õhuvoolud moodustavad valdava läänesuunalise transpordi. Parasvöötme polaarfrontide piirkonnas kohtub läänetransport kõrgete laiuskraadide külma õhuga, moodustades keskuses madala rõhuga barisüsteemide vööndi (tsüklonid), mis liiguvad läänest itta. Kuigi õhuvoolud polaaraladel ei ole nii väljendunud, eristatakse mõnikord polaar-idatransporti. Need tuuled puhuvad põhjapoolkeral peamiselt kirdest ja lõunapoolkeral kagust. Külma õhumassid tungivad sageli parasvöötme laiuskraadidele.

Tuuled õhuvoolude lähenemispiirkondades moodustavad ülespoole suunatud õhuvoolu, mis jahtub kõrgusega. Sel juhul on võimalik pilvede teke, millega sageli kaasnevad sademed. Seetõttu sajab valdavalt läänepoolse transpordivööndi intertroopiline lähenemisvöönd ja frontaalvööndid palju sademeid.

Atmosfääris kõrgemalt puhuvad tuuled sulgevad tsirkulatsioonisüsteemi mõlemal poolkeral. Ühinemisvööndites tõusev õhk sööstab kõrgrõhualadele ja vajub sinna. Samal ajal rõhu tõustes see soojeneb, mis toob kaasa kuiva kliima kujunemise, eriti maismaal. Sellised allavoolud määravad Põhja-Aafrika subtroopilises kõrgrõhuvööndis asuva Sahara kliima.

Kütte ja jahutuse hooajalised muutused määravad peamiste rõhumoodustiste ja tuulesüsteemide hooajalised liikumised. Tuuletsoonid nihkuvad suvel pooluste suunas, mis toob kaasa ilmastikutingimuste muutumise antud laiuskraadil. Nii iseloomustavad hõredalt kasvavate puudega rohttaimestikuga kaetud Aafrika savanne vihmased suved (intertroopilise konvergentsivööndi mõjul) ja kuivad talved, mil sellesse piirkonda kolib allapoole suunatud õhuvooludega kõrgrõhuala.

Sesoonseid muutusi atmosfääri üldises tsirkulatsioonis mõjutavad ka maa ja mere levik. Suvel, kui Aasia mandril soojeneb ja selle kohale tekib madalama rõhuga ala kui ümbritsevate ookeanide kohal, mõjutavad ranniku lõuna- ja kagupiirkondi niisked õhuvoolud, mis on suunatud merelt maismaale ja toovad kaasa raskeid õhuvoolusid. sajab vihma. Talvel voolab õhk mandri külmalt pinnalt ookeanidele ja vihma sajab palju vähem. Selliseid tuuli, mis olenevalt aastaajast suunda pööravad, nimetatakse mussoonideks.

Ookeani hoovused tekivad maapinnalähedaste tuulte ja vee tiheduse erinevuste mõjul, mis on tingitud selle soolsuse ja temperatuuri muutustest. Hoovuste suunda mõjutavad Coriolise jõud, merebasseinide kuju ja ranniku kontuurid. Üldiselt sarnaneb ookeanihoovuste tsirkulatsioon õhuvoolude jaotumisega ookeanide kohal ning toimub põhjapoolkeral päripäeva ja lõunapoolkeral vastupäeva.

Ületades pooluste poole suunduvaid soojasid hoovusi, muutub õhk soojemaks ja niiskemaks ning avaldab vastavat mõju ka kliimale. Ekvaatori poole liikuvad ookeanihoovused kannavad jahedaid vett. Mööda mandrite lääneservi kulgedes alandavad nad õhu temperatuuri ja niiskustaluvust ning vastavalt sellele muutub nende mõju all olev kliima jahedamaks ja kuivemaks. Niiskuse kondenseerumise tõttu külma merepinna lähedal tekib sellistes piirkondades sageli udu.

Maapinna reljeef. Suurtel pinnavormidel on oluline mõju kliimale, mis varieerub sõltuvalt piirkonna kõrgusest ja õhuvoolude vastasmõjust orograafiliste takistustega. Õhutemperatuur langeb tavaliselt kõrgusega, mis põhjustab mägedes ja platoodel jahedama kliima kujunemist kui külgnevatel madalikel. Lisaks moodustavad künkad ja mäed takistusi, mis sunnivad õhku tõusma ja laienema. Paisudes see jahtub. Selline jahutamine, mida nimetatakse adiabaatiliseks jahutamiseks, põhjustab sageli niiskuse kondenseerumist ning pilvede ja sademete teket. Suurem osa mägede barjääriefektist tingitud sademetest langeb nende tuulepoolsele küljele, tuulealusel pool jääb aga “vihmavarju”. Tuulealusel nõlvadel laskuv õhk soojeneb kokkusurumisel, moodustades sooja ja kuiva tuule, mida tuntakse foehni nime all.

Kliima ja laiuskraad

Maa kliimauuringutes on soovitatav arvestada laiusvöönditega. Kliimavööndite jaotus põhja- ja lõunapoolkeral on sümmeetriline. Ekvaatorist põhjas ja lõunas on troopiline, subtroopiline, parasvöötme, subpolaarne ja polaarvöönd. Ka valitsevate tuulte rõhuväljad ja tsoonid on sümmeetrilised. Järelikult võib enamikku ühe poolkera kliimatüüpe leida samadel laiuskraadidel teisel poolkeral.

Peamised kliimatüübid

Kliima klassifikatsioon annab korrapärase süsteemi kliimatüüpide iseloomustamiseks, nende tsoneerimiseks ja kaardistamiseks. Suurtel aladel valitsevaid kliimatüüpe nimetatakse makrokliimadeks. Makroklimaatilisel piirkonnal peavad olema enam-vähem homogeensed kliimatingimused, mis eristavad seda teistest piirkondadest, kuigi need kujutavad endast ainult üldistatud tunnust (kuna pole olemas kahte identse kliimaga kohta), mis on tegelikkusega paremini kooskõlas kui kliimapiirkondade kindlaksmääramine ainult teatud laiuskraadi kuulumise alus -geograafilisse vööndisse.

Gröönimaal ja Antarktikas domineerib jääkilbi kliima, kus igakuine keskmine temperatuur on alla 0° C. Pimedal talvehooajal ei saa need piirkonnad absoluutselt päikesekiirgust, kuigi on hämaraid ja aurorasid. Ka suvel tabavad päikesekiired maapinda kerge nurga all, mis vähendab kütte efektiivsust. Suurem osa sissetulevast päikesekiirgusest peegeldub jäält. Nii suvel kui talvel on Antarktika jääkilbi kõrgematel kõrgustel madalad temperatuurid. Antarktika sisemaa kliima on palju külmem kui Arktika kliima, kuna lõunamandril on suur suurus ja kõrgus ning Põhja-Jäämeri mõõdukas kliima, hoolimata pakijää laialdasest levikust. Suvel lühikestel soojenemisperioodidel triiviv jää mõnikord sulab.

Sademed jääkihtidele langevad lume või jäätuva udu väikeste osakestena. Sisemaal sajab aastas vaid 50–125 mm sademeid, rannikul aga üle 500 mm. Mõnikord toovad tsüklonid nendesse piirkondadesse pilvi ja lund. Lumesadudega kaasnevad sageli tugevad tuuled, mis kannavad endaga kaasa märkimisväärseid lumemassi, puhudes selle kividelt maha. Külmalt jääkilbilt puhuvad tugevad katabaatilised tuuled koos lumetormidega, mis kannavad lund rannikutele.

Subpolaarne kliima esineb tundrapiirkondades Põhja-Ameerika ja Euraasia põhjaservadel, samuti Antarktika poolsaarel ja sellega külgnevatel saartel. Ida-Kanadas ja Siberis asub selle kliimavööndi lõunapiir tohutute maamasside tugeva mõju tõttu polaarjoonest tunduvalt lõuna pool. See toob kaasa pikad ja äärmiselt külmad talved. Suved on lühikesed ja jahedad, kuu keskmine temperatuur ületab harva +10° C. Mingil määral kompenseerivad pikad päevad suve lühikest kestust, kuid enamikul territooriumist ei piisa saadud soojusest mulla täielikuks sulatamiseks. Pidevalt külmunud maapind, mida nimetatakse igikeltsaks, pärsib taimede kasvu ja sulavee filtreerimist maasse. Seetõttu muutuvad tasased alad suvel sootuks. Rannikul on talvised temperatuurid veidi kõrgemad ja suvised temperatuurid veidi madalamad kui mandri sisemaal. Suvel, kui külma vee või merejää kohal on niiske õhk, tekib Arktika rannikul sageli udu.

Aastane sademete hulk ei ületa tavaliselt 380 mm. Enamik neist sajab vihma või lumena suvel, tsüklonite läbimise ajal. Rannikule võivad suurema osa sademetest tuua talitsüklonid. Kuid enamikule subpolaarse kliimaga piirkondadele iseloomulik külma aastaaja madal temperatuur ja selge ilm ei soodusta märkimisväärset lume kogunemist.

Subarktilist kliimat tuntakse ka kui "taiga kliimat" (põhineb domineerival taimestikutüübil - okasmetsadel). See kliimavöönd hõlmab põhjapoolkera parasvöötme laiuskraadi - Põhja-Ameerika ja Euraasia põhjapiirkondi, mis asuvad subpolaarsest kliimavööndist vahetult lõuna pool. Siin ilmnevad teravad hooajalised kliimaerinevused selle kliimavööndi asukoha tõttu mandrite sisemuses üsna kõrgetel laiuskraadidel. Talved on pikad ja äärmiselt külmad ning mida põhja poole lähete, seda lühemad on päevad. Suvi on lühike ja jahe pikkade päevadega. Talvel on negatiivsete temperatuuridega periood väga pikk ja suvel võib temperatuur kohati ületada +32° C. Jakutskis on jaanuari keskmine temperatuur -43° C, juulis - +19° C, s.o. aastane temperatuurivahemik ulatub 62° C. Leebem kliima on tüüpiline rannikualadele, nagu Lõuna-Alaska või Põhja-Skandinaavia.

Suuremas osas vaadeldavast kliimavööndist sajab aastas alla 500 mm sademeid, kusjuures sademeid on maksimaalselt tuulepoolsetel rannikul ja minimaalselt Siberi sisemaal. Talvel on lund väga vähe, lumesadu seostatakse haruldaste tsüklonitega. Suvi on tavaliselt niiskem, vihma sajab peamiselt atmosfäärifrontide läbimisel. Rannikud on sageli udused ja pilves. Talvel tugevate külmade ajal ripuvad lumikatte kohal jäised udud.

Lühikeste suvedega niiske kontinentaalne kliima on iseloomulik põhjapoolkera laiale parasvöötme laiuskraadidele. Põhja-Ameerikas ulatub see Kanada lõuna- ja keskosa preeriatest Atlandi ookeani rannikuni ning Euraasias suurema osa Ida-Euroopast ja mõningaid Kesk-Siberi piirkondi. Sama tüüpi kliimat täheldatakse ka Jaapani saarel. Hokkaido ja Kaug-Ida lõunaosa. Nende piirkondade peamised klimaatilised iseärasused määravad valitsev läänesuunaline transport ja atmosfäärifrontide sagedane läbimine. Karmidel talvedel võib keskmine õhutemperatuur langeda kuni -18° C. Suved on lühikesed ja jahedad, külmavaba perioodiga alla 150 päeva. Aastane temperatuurivahemik ei ole nii suur kui subarktilises kliimas. Moskvas on jaanuari keskmine temperatuur -9° C, juuli - +18° C. Selles kliimavööndis ohustavad kevadised külmad põllumajandust pidevalt. Kanada rannikuprovintsides, Uus-Inglismaal ja saarel. Hokkaido talved on soojemad kui sisemaal, kuna idatuuled toovad kohati kaasa soojema ookeaniõhu.

Aastane sademete hulk ulatub mandrite sisemaal alla 500 mm kuni rannikul üle 1000 mm. Suuremas osas piirkonnast sajab sademeid peamiselt suvel, sageli koos äikesega. Talvised sademed, peamiselt lume kujul, on seotud frontide läbimisega tsüklonites. Tihti tekivad külma frondi taga lumetormid.

Niiske kontinentaalne kliima pikkade suvedega. Niiske kontinentaalse kliimaga piirkondades tõusevad õhutemperatuurid ja suvehooaja pikkus lõuna suunas. Seda tüüpi kliima esineb Põhja-Ameerika parasvöötme laiuskraadil Suure tasandiku idaosast Atlandi ookeani rannikuni ja Kagu-Euroopas - Doonau alamjooksul. Sarnased kliimatingimused väljenduvad ka Kirde-Hiinas ja Jaapani keskosas. Ka siin on ülekaalus lääne transport. Kõige soojema kuu keskmine temperatuur on +22°C (kuid temperatuurid võivad ületada +38°C), suveööd on soojad. Talved ei ole nii külmad kui niiske kontinentaalse kliimaga piirkondades, kus on lühikesed suved, kuid temperatuur langeb mõnikord alla 0 ° C. Aastane temperatuurivahemik on tavaliselt 28 ° C, nagu Peorias (Illinois, USA), kus keskmine temperatuur on jaanuaris. -4° C ja juulis - +24° C. Rannikul aastased temperatuuriamplituudid langevad.

Kõige sagedamini langeb pikkade suvedega niiskes kontinentaalses kliimas sademeid 500–1100 mm aastas. Suurim sademete hulk tuleb suvistest äikesetormidest kasvuperioodil. Talvel on vihma ja lumesadu peamiselt seotud tsüklonite ja nendega seotud frontide läbimisega.

Mõõdukate laiuskraadide mereline kliima on iseloomulik mandrite läänerannikule, eelkõige Loode-Euroopale, Põhja-Ameerika Vaikse ookeani ranniku keskosale, Lõuna-Tšiilile, Austraalia kaguosale ja Uus-Meremaale. Õhutemperatuuri kulgu pidurdavad ookeanidelt puhuvad valdavad läänetuuled. Talved on pehmed, kõige külmemal kuul on keskmine temperatuur üle 0°C, kuid kui arktilised õhuvoolud jõuavad rannikule, on ka külmasid. Suved on üldiselt üsna soojad; kontinentaalse õhu sissetungiga päevasel ajal võib temperatuur korraks tõusta +38° C-ni. Seda tüüpi kliima väikese aastase temperatuurivahemikuga on parasvöötme laiuskraadide seas kõige mõõdukam. Näiteks Pariisis on jaanuari keskmine temperatuur +3°C, juulis -18°C.

Parasvöötme merekliimaga piirkondades jääb keskmine aastane sademete hulk vahemikku 500–2500 mm. Rannikumägede tuulepoolsed nõlvad on kõige niiskemad. Paljudes piirkondades on aastaringselt üsna ühtlane sademete hulk, välja arvatud Ameerika Ühendriikide Vaikse ookeani looderannik, kus on väga niisked talved. Ookeanidelt liikuvad tsüklonid toovad mandri lääneservadele palju sademeid. Talvel on tavaliselt pilves ilm, vähese vihma ja harvaesinevate lühiajaliste lumesadudega. Udu on rannikul tavaline, eriti suvel ja sügisel.

Niiske subtroopiline kliima on iseloomulik troopikast põhja- ja lõuna pool asuvate mandrite idarannikule. Peamised levikualad on USA kaguosa, mõned Euroopa kaguosad, Põhja-India ja Myanmar, Ida-Hiina ja Lõuna-Jaapan, Kirde-Argentiina, Uruguay ja Lõuna-Brasiilia, Natali rannik Lõuna-Aafrikas ja Austraalia idarannik. Suvi niiskes subtroopikas on pikk ja kuum ning temperatuurid on sarnased troopikaga. Kõige soojema kuu keskmine temperatuur ületab +27° C ja maksimum - +38° C. Talved on pehmed, kuu keskmised temperatuurid on üle 0° C, kuid aeg-ajalt esinevad külmad mõjuvad köögivilja- ja tsitruseistandikele halvasti.

Niiskes subtroopikas on aasta keskmine sademete hulk 750–2000 mm ning sademete jaotus aastaaegade lõikes on üsna ühtlane. Talvel toovad vihma ja harvaesinevad lumesajud peamiselt tsüklonid. Suvel langeb sademeid peamiselt äikesetormide kujul, mis on seotud Ida-Aasia mussoontsirkulatsioonile iseloomuliku sooja ja niiske ookeaniõhu võimsa sissevooluga. Orkaanid (või taifuunid) esinevad suve lõpus ja sügisel, eriti põhjapoolkeral.

Kuivade suvedega subtroopiline kliima on tüüpiline troopikast põhja- ja lõuna pool asuvate mandrite läänerannikule. Lõuna-Euroopas ja Põhja-Aafrikas on sellised kliimatingimused tüüpilised Vahemere rannikule, mistõttu hakati seda kliimat nimetama ka vahemereliseks. Kliima on sarnane Lõuna-Californias, Kesk-Tšiilis, äärmises Lõuna-Aafrikas ja osades Lõuna-Austraalias. Kõigis neis piirkondades on kuumad suved ja pehmed talved. Nagu niiskes subtroopikas, on talvel aeg-ajalt külmad. Sisemaal on suvised temperatuurid oluliselt kõrgemad kui rannikul ja sageli samad, mis troopilistes kõrbetes. Üldiselt valitseb selge ilm. Suvel on rannikul sageli udu, mille lähedalt ookeanihoovused läbivad. Näiteks San Franciscos on suved jahedad ja udused ning kõige soojem kuu on september.

Maksimaalne sademete hulk on seotud tsüklonite läbimisega talvel, mil valitsevad läänesuunalised õhuvoolud nihkuvad ekvaatori poole. Antitsüklonite ja ookeanialuste õhuvoolude mõju määravad suvehooaja kuivuse. Keskmine aastane sademete hulk subtroopilises kliimas jääb vahemikku 380–900 mm ja saavutab maksimumväärtused rannikul ja mäenõlvadel. Suvel pole tavaliselt puude normaalseks kasvuks piisavalt sademeid ja seetõttu areneb seal teatud tüüpi igihaljas põõsastik, mida tuntakse maquis, chaparral, mali, macchia ja fynbos nime all.

Parasvöötme laiuskraadide poolkõrge kliima (sünonüüm stepikliimaga) on iseloomulik peamiselt ookeanidest – niiskuse allikatest – eemal asuvatele sisemaa piirkondadele, mis asuvad tavaliselt kõrgete mägede vihmavarjus. Peamised poolkuiva kliimaga piirkonnad on Põhja-Ameerika mägedevahelised vesikonnad ja Suured tasandikud ning Kesk-Euraasia stepid. Kuumad suved ja külmad talved on tingitud asukohast sisemaal parasvöötme laiuskraadidel. Vähemalt ühel talvekuul on keskmine temperatuur alla 0°C ja kõige soojema suvekuu keskmine temperatuur ületab +21°C. Temperatuurirežiim ja külmavaba perioodi kestus varieerub olenevalt laiuskraadist oluliselt.

Selle kliima kirjeldamiseks kasutatakse terminit poolkuiv, kuna see on vähem kuiv kui tavaline kuiv kliima. Aasta keskmine sademete hulk jääb tavaliselt alla 500 mm, kuid üle 250 mm. Kuna stepitaimestiku areng kõrgema temperatuuri tingimustes nõuab rohkem sademeid, määrab piirkonna laius-geograafiline ja kõrguse asend kliimamuutused. Poolkuiva kliima puhul puuduvad üldised sademete jaotumise mustrid aastaringselt. Näiteks kuiva suvega subtroopikaga piirnevatel aladel on talvel maksimaalne sademete hulk, samas kui niiske mandrikliimaga külgnevatel aladel sajab peamiselt suvel. Parasvöötme tsüklonid toovad kaasa suurema osa talvistest sademetest, mis sageli sajavad lumena ja millega võib kaasneda tugev tuul. Suviste äikesetormidega kaasneb sageli rahe. Sademete hulk on aastate lõikes väga erinev.

Mõõdukate laiuskraadide kuiv kliima on iseloomulik peamiselt Kesk-Aasia kõrbetele ja Ameerika Ühendriikide lääneosas - ainult väikestele aladele mägedevahelistes basseinides. Temperatuurid on samad, mis poolkuiva kliimaga aladel, kuid sademete hulk ei ole siin suletud loodusliku taimkatte olemasoluks piisav ning aasta keskmised kogused ei ületa tavaliselt 250 mm. Nagu ka poolkuivades kliimatingimustes, sõltub kuivuse määrav sademete hulk soojusrežiimist.

Madalate laiuskraadide poolkõrge kliima on tüüpiline peamiselt troopiliste kõrbete servadele (näiteks Sahara ja Kesk-Austraalia kõrbed), kus subtroopiliste kõrgrõhuvööndite õhu allavool välistab sademete tekke. Vaadeldav kliima erineb parasvöötme poolkõrgest kliimast väga kuumade suvede ja soojade talvedega. Kuu keskmised temperatuurid on üle 0°C, kuigi mõnikord esineb talvel külmasid, eriti ekvaatorist kõige kaugemal asuvates ja kõrgel asuvates piirkondades. Suletud loodusliku rohttaimestiku olemasoluks vajalik sademete hulk on siin suurem kui parasvöötme laiuskraadidel. Ekvatoriaalvööndis sajab peamiselt suvel, kõrbete välisservades (põhja- ja lõunaosas) aga talvel. Sademeid sajab valdavalt äikesena ja talvel toovad saju tsüklonid.

Madalate laiuskraadide põuane kliima. See on kuum ja kuiv troopiline kõrbekliima, mis ulatub piki põhja- ja lõunatroopikat ning mida mõjutavad suurema osa aastast subtroopilised antitsüklonid. Leevendust lämmatavast suvekuumusest võib leida vaid rannikul, külmade ookeanihoovuste poolt uhutud rannikul või mägedes. Tasandikel ületab suvine keskmine temperatuur oluliselt +32°C, talvel on temperatuur tavaliselt üle +10°C.

Suuremas osas sellest kliimapiirkonnast ei ületa aasta keskmine sademete hulk 125 mm. Juhtub, et paljudes meteoroloogiajaamades ei registreerita mitu aastat järjest sademeid üldse. Mõnikord võib aasta keskmine sademete hulk ulatuda 380 mm-ni, kuid sellest piisab siiski vaid hõreda kõrbetaimestiku arenguks. Aeg-ajalt esineb sademeid lühikeste tugevate äikesetormidena, kuid vesi tühjeneb kiiresti, moodustades äkilisi üleujutusi. Kõige kuivemad alad on Lõuna-Ameerika ja Aafrika läänerannikul, kus külmad ookeanihoovused takistavad pilvede teket ja sademeid. Nendel rannikutel esineb sageli udu, mis tekib õhu niiskuse kondenseerumisel ookeani külmema pinna kohal.

Aastane keskmine sademete hulk jääb vahemikku 750–2000 mm. Suvisel vihmaperioodil mõjutab kliimat otsustavalt intertroopiline lähenemisvöönd. Siin on sagedased äikesetormid, vahelduv pilvisus püsib pikemat aega. Talv on kuiv, kuna sel hooajal domineerivad subtroopilised antitsüklonid. Mõnes piirkonnas pole vihma kahe-kolme talvekuu jooksul. Lõuna-Aasias langeb niiske aastaaeg kokku suvise mussooniga, mis toob niiskust India ookeanist, talvel levivad siin Aasia mandrilised kuivad õhumassid.

Niiske troopiline kliima ehk troopiliste vihmametsade kliima on levinud Amazonase basseini ekvatoriaalsetel laiuskraadidel Lõuna-Ameerikas ja Kongos Aafrikas, Malaka poolsaarel ja Kagu-Aasia saartel. Niiskes troopikas ei ole ühegi kuu keskmine temperatuur alla +17 ° C, tavaliselt on kuu keskmine temperatuur umbes +26 ° C. Nagu ka muutliku niiskusega troopikas, on Päikese kõrge keskpäevase asendi tõttu ülalpool. horisont ja sama päeva pikkus aastaringselt, on hooajalised kõikumised temperatuurid madalad. Niiske õhk, pilvkate ja tihe taimestik takistavad öist jahtumist ja hoiavad maksimaalse päevase temperatuuri alla 37°C, madalamal kui kõrgematel laiuskraadidel.

Aastane keskmine sademete hulk niiskes troopikas jääb vahemikku 1500–2500 mm ning hooajaline jaotus on tavaliselt üsna ühtlane. Sademeid seostatakse peamiselt intertroopilise lähenemisvööndiga, mis asub ekvaatorist veidi põhja pool. Selle tsooni hooajalised nihked põhja ja lõuna suunas põhjustavad mõnes piirkonnas kahe maksimaalse sademete tekkimist aasta jooksul, mida eraldavad kuivemad perioodid. Iga päev rulluvad üle niiske troopika tuhanded äikesetormid. Nende vaheaegadel paistab päike täies jõus.

Kõrgmäestiku kliima. Kõrgmäestikualadel on kliimatingimuste märkimisväärne mitmekesisus tingitud geograafilisest laiuskraadist, orograafilistest tõketest ja nõlvade erinevast kokkupuutest Päikese suhtes ja niiskust kandvatest õhuvooludest. Isegi ekvaatoril mägedes on rändavaid lumevälju. Igavese lume alumine piir laskub pooluste poole, ulatudes polaaraladel merepinnani. Sarnaselt sellele vähenevad ka teised kõrgmäestiku termiliste vööde piirid, kui need lähenevad kõrgetele laiuskraadidele. Mäeahelike tuulepoolsed nõlvad saavad rohkem sademeid. Külma õhu sissetungile avatud mäenõlvadel võib temperatuur langeda. Üldiselt iseloomustavad mägismaa kliimat madalamad temperatuurid, suurem pilvisus, rohkem sademeid ja keerulisem tuulerežiim kui vastavatel laiuskraadidel tasandike kliima. Temperatuuri ja sademete hooajaliste muutuste muster mägismaal on tavaliselt sama, mis külgnevatel tasandikel.

Kliimamuutus

Kivimid, taimefossiilid, pinnavormid ja liustikuladestused sisaldavad teavet keskmiste temperatuuride ja sademete suurte erinevuste kohta geoloogilise aja jooksul. Kliimamuutusi saab uurida ka puude rõngaste, loopealsete, ookeani- ja järvesetete ning orgaaniliste turbamaardlate analüüsimise teel. Viimase paari miljoni aasta jooksul on kliima üldine jahenemine toimunud ja nüüd, kui otsustada polaarjääkihtide pideva kahanemise järgi, tundub, et oleme jääaja lõpus.

Ajaloolise perioodi kliimamuutusi saab mõnikord rekonstrueerida teabe põhjal näljahädade, üleujutuste, mahajäetud asulate ja rahvaste rände kohta. Pidevad õhutemperatuuri mõõtmise seeriad on saadaval ainult meteoroloogiajaamades, mis asuvad peamiselt põhjapoolkeral. Need hõlmavad vaid veidi üle ühe sajandi. Need andmed näitavad, et viimase 100 aasta jooksul on maakera keskmine temperatuur tõusnud peaaegu 0,5 ° C. See muutus ei toimunud sujuvalt, vaid spasmiliselt – järsud soojenemised asendusid suhteliselt stabiilsete etappidega.

Erinevate teadmiste valdkonna eksperdid on kliimamuutuste põhjuste selgitamiseks välja pakkunud arvukalt hüpoteese. Mõned usuvad, et kliimatsüklid määravad päikese aktiivsuse perioodilised kõikumised umbes 11-aastase intervalliga. Aastaseid ja hooajalisi temperatuure võivad mõjutada muutused Maa orbiidi kujus, mille tulemuseks on muutused Päikese ja Maa vahelises kauguses. Praegu on Maa Päikesele kõige lähemal jaanuaris, kuid ligikaudu 10 500 aastat tagasi oli see Päikesele kõige lähemal juulis. Teise hüpoteesi kohaselt muutus sõltuvalt maa telje kaldenurgast maale sattuva päikesekiirguse hulk, mis mõjutas atmosfääri üldist tsirkulatsiooni. Samuti on võimalik, et Maa polaartelg hõivas teistsuguse positsiooni. Kui geograafilised poolused asusid tänapäevase ekvaatori laiuskraadil, siis vastavalt kliimavööndid nihkusid.

Niinimetatud geograafilised teooriad seletavad pikaajalisi kliimakõikumisi maakoore liikumisega ning mandrite ja ookeanide asendi muutumisega. Globaalse laamtektoonika valguses on mandrid geoloogilise aja jooksul liikunud. Selle tulemusena muutus nende asukoht ookeanide ja ka laiuskraadide suhtes. Mägede ehitamise käigus tekkisid jahedama ja võib-olla ka niiskema kliimaga mäesüsteemid.

Õhusaaste aitab kaasa ka kliimamuutustele. Vulkaanipursete ajal atmosfääri sattunud suured tolmu- ja gaasimassid said aeg-ajalt päikesekiirguse takistuseks ja tõid kaasa maapinna jahenemise. Mõnede gaaside kontsentratsiooni suurenemine atmosfääris süvendab üldist soojenemistrendi.

Kasvuhooneefekt. Sarnaselt kasvuhoone klaaskatusele võimaldavad paljud gaasid suurema osa päikese soojus- ja valgusenergiast jõuda Maa pinnale, kuid takistavad selle kiirgava soojuse kiiret vabanemist ümbritsevasse ruumi. Peamised kasvuhoonegaasid on veeaur ja süsinikdioksiid, samuti metaan, fluorosüsivesinikud ja lämmastikoksiidid. Ilma kasvuhooneefektita langeks maapinna temperatuur nii palju, et kogu planeet oleks jääga kaetud. Kasvuhooneefekti liigne suurenemine võib aga olla ka katastroofiline.

Tööstusrevolutsiooni algusest alates on kasvuhoonegaaside (peamiselt süsihappegaasi) hulk atmosfääris kasvanud tänu inimtegevusele ja eriti fossiilkütuste põletamisele. Paljud teadlased usuvad nüüd, et globaalse keskmise temperatuuri tõus pärast 1850. aastat toimus peamiselt atmosfääri süsinikdioksiidi ja muude inimtekkeliste kasvuhoonegaaside sisalduse suurenemise tõttu. Kui fossiilkütuste kasutamise praegused suundumused jätkuvad 21. sajandil, võib keskmine globaalne temperatuur tõusta 2075. aastaks 2,5–8 °C. Kui fossiilkütuseid kasutatakse praegusest kiiremini, võib see temperatuuri tõus toimuda juba 2030. aastaks. .

Prognoositav temperatuuri tõus võib kaasa tuua polaarjää ja enamiku mägiliustike sulamise, mille tulemusel merevee tase tõuseb 30-120 cm. Kõik see võib mõjutada ka ilmastikutingimuste muutumist Maal, mille tagajärjed võivad olla näiteks pikaajalised põuad aastal juhtivad põllumajanduspiirkonnad maailmas.

Kasvuhooneefektist tulenevat globaalset soojenemist saab aga pidurdada, kui vähendada fossiilkütuste põletamisel tekkivat süsinikdioksiidi heitkogust. Selline vähendamine eeldaks selle kasutamise piiramist kogu maailmas, tõhusamat energiatarbimist ja alternatiivsete energiaallikate (nt vesi, päike, tuul, vesinik jne) suuremat kasutamist.

2. Vulkanismi mõju kliimale

.1 Vulkaanide levikualad

Praegu on maakeral 524 erineval määral aktiivset vulkaani, sealhulgas 68 veealust vulkaani. Nende jaotus on näidatud tabelis 1.

Tabel 1. Vulkaanide levik

Levikualad ja vulkaanilise tegevuse alad	Vulkaanide arv
	maapinnale	vee all
Kamtšatka
Kuriili saared
O. Taiwan
Merel, 200 km. Lõuna-Vietnami kaguranniku lähedal
Filipiinide saared
Owa Sangi
O. Celebes
Hall. Tomini
O. Jailolo
O. Uus-Guinea
O. Uus-Britannia
Saalomoni saared
O. Santa Cruz
O. Uus-Hebriidid
O. Lojaalsus
O. Uus-Meremaa
Antarktika
Lõuna Ameerika
O. Juan – Fernandez
Galapagose saared
Keskus. Ameerika
Põhja-Ameerika
O. Unimak
Aleuudi saared
Hawaii saared
O. Kermadek
Väike-Aasia
Vahemeri
India ookean ilma Java kaareta
Java kaar
O. Jan Mayen
Island
Põhja Atlandi ookean
Assoorid
Keskus. ja lõuna Atlandi ookean
Lääne - India

Kaasaegsed vulkaanid on inimmälus tekitanud üle 2500 purske. Kustunud vulkaanid, s.o. neid, kes pole oma tegevust inimkonna ajaloos avastanud, kuid on mingil määral säilitanud oma vormi ja struktuuri, on aktiivsetest vähemalt viis-kuus korda rohkem.

Vulkaanid on jaotunud ebaühtlaselt. Vulkaane on põhjapoolkeral oluliselt rohkem kui lõunapoolkeral ning eriti levinud on need ekvatoriaalvööndis. Mandritel on sellised piirkonnad nagu NSV Liidu Euroopa osa, Siber (ilma Kamtšatkata), Skandinaavia, Brasiilia, Austraalia ja teised peaaegu täielikult vulkaanideta. Teised piirkonnad – Kamtšatka, Island, Vahemere saared, India ja Vaikne ookean ning Ameerika läänerannik – on väga vulkaanirikkad. Enamik vulkaane on koondunud Vaikse ookeani rannikule ja saartele (322 vulkaani ehk 61,7%), kus nad moodustavad nn Vaikse ookeani tulerõnga (joon. 22).

Vulkaanid ilmuvad mõnikord siiamaani. Näiteks 1943. aastal tekkis Mehhikos ühe talupoja põllul 24 tunni jooksul uue Pericutini vulkaani 10-meetrine koonus. Aasta hiljem oli Pericutini kõrgus jõudnud juba 350 m-ni.

Vulkaanide geograafilise leviku kaarti vaadates märkab, et need piirduvad saarte, saarestiku ja mandrite rannikuvöönditega. Sellest välimusest sündis eelmisel sajandil vale teooria, mis pidas vulkaanilise tegevuse peamiseks põhjuseks ookeanivee ligipääsu sügavate pragude kaudu magmakambritesse. Selle hüpoteesi järgijad uskusid, et kui vesi puutub kokku sula magmaga, tekivad kolossaalsed auru massid, mis oma rõhu suurenemisega tekitavad vulkaanipurskeid. Selle hüpoteesi lükkasid peagi ümber arvukad faktid, näiteks vulkaanide esinemine veekogudest sadade kilomeetrite kaugusel asuvatel mandritel, veeauru ebaoluline sisaldus mõne vulkaani gaasiheitmete hulgas jne.

Praegu tunnustatakse üldiselt vulkaanilise aktiivsuse sõltuvust tektoonilistest protsessidest ja nende tavapärast seost geosünklinaalsete aladega kui maakoore kõige liikuvamate tsoonidega. Tektooniliste liikumiste käigus tekivad nendes tsoonides sügavad rikked, varingud, maakoore üksikute plokkide tõusud ja langused, millega kaasnevad voltimine, maavärinad ja vulkaaniline aktiivsus. Meie aja peamised tektooniliste liikumiste piirkonnad on Vaikse ookeani, Vahemere, Atlandi ookeani ja India tsoonid. Loomulikult asub valdav enamus tänapäevastest vulkaanidest nende piirides.

Vaikse ookeani tsoon ulatub Kamtšatkast lõunasse läbi Kuriili, Jaapani, Filipiinide, Uus-Guinea, Saalomoni, Uus-Hebriidide ja Uus-Meremaa saarte. Antarktika suunas Vaikse ookeani "tulerõngas" katkeb ja jätkub piki Ameerika läänerannikut Tierra del Fuegost ja Patagooniast läbi Andide ja Cordillera kuni Alaska lõunaranniku ja Aleuudi saarteni. Sandwichi saarte, Samoa, Tonga, Kermadeci ja Galapogose saarte vulkaaniline rühm on piiratud Vaikse ookeani keskosaga. Vaikse ookeani tulerõngas sisaldab peaaegu 4/5 kõigist Maa vulkaanidest, mis on ajaloo jooksul pursanud enam kui 2000 korda.

Vahemere tsoon hõlmab vulkaanilist tegevust Alpide geosünkliinis Euroopa äärmisest läänest kuni Aasia kagutipuni, hõlmates Malai saarestiku saari. Selle vööndi piires on vulkaaniline tegevus kõige aktiivsem ääreosades, s.o. läänes Vahemere piirkonnas ja idas Malai saarestikus. Lõuna- ja Kesk-Euroopas hõlmab see tsoon Auvergne'i (Prantsusmaa), Eifeli (Saksamaa) ja Tšehhi kustunud vulkaanilisi piirkondi. Siis tulevad Vahemere vulkaanid, mis jagunevad kolme rühma: Itaalia-Sitsiilia vulkaanid selliste kuulsate vulkaanidega nagu Vesuuvius, Etna, Stromboli, Vulkaan; Sitsiilia-Joonia, sealhulgas Pantelleria ja mõned allveelaevade pursked; ja Egeuse meri, mille silmapaistvaim aktiivne keskus on Santorini vulkaan.

Veel idas asuvad tsoonis kustunud vulkaanid nagu Elbrus ja Kazbek Kaukaasias, Ararat Türgis ja Damavand Iraanis. Pamiiris ja Himaalajas, aga ka teistes Lõuna-Aasia tugevalt kokkusurutud murdeahelates noort vulkaanilist tegevust ei täheldata, kuid Birmas ilmuvad taas noored vulkaanid. See tsoon hõlmab siis üht kõige aktiivsemat vulkaanilise tegevuse piirkonda Maal – Malai saarestiku piirkonda. Siin on Sumatra saartel teada vaid 11 aktiivset vulkaani, Jaaval 19, Väike-Sundadel 15 ja Lõuna-Molukadel 3. Vulkaaniliste ilmingute intensiivsus saarestiku saartel on seletatav asjaoluga, et siin on Vahemere vöönd. kohtub Vaikse ookeani "tulerõngaga".

Atlandi ookeani vöönd hõlmab põhjaosas selliseid kuulsaid vulkaanilisi piirkondi nagu Island, kus on teada 26 aktiivset vulkaani, sealhulgas 4 veealust ja väga palju kustunud vulkaane. Aktiivsetest on aktiivseim Hekla, 1557 m kõrgune viie kraatriga vulkaan, mis praeguse tuhande aasta jooksul on tekitanud umbes 30 purset. Islandist loodes Atlandi ookeanis on saarel teada üks väike aktiivne vulkaan. Jan Mayen. Lõuna pool Aafrika ranniku lähedal asuvad Kanaari saared mitme vulkaaniga (sh Pic Tenerife) ja Cabo Verde saared ühe aktiivse vulkaaniga Fogo. Kanaari saartest loode pool asub rühm vulkaanilise päritoluga Assoori saari, mille lähedal on registreeritud neli veealust purset. Atlandi ookeani ekvatoriaal- ja lõunaosas on tuntud Guinea lahe vulkaanilised saared Ascension, Püha Helena ja Tristan da Cunha, kuigi vulkaaniline tegevus neil lakkas juba ammu. Atlandi ookeani vulkanismivöönd hõlmab ka Guineat Ekvatoriaal-Aafrika läänerannikul ühe aktiivse vulkaaniga Kamerun.

India vöönd hõlmab kolme India ookeani vulkaaniliste saarte rühma: Komoorid koos Karatala vulkaaniga, Mascarene koos Piton de la Fournaise'i vulkaaniga ja Kergen koos aktiivse vulkaaniga saarel. Hurd. Viimase rühma suurim on Fr. Kergen koosneb kilpbasaltkatetest ja seda võib pidada saare kaksikuks. Island India ookeanis. India vulkaanivöönd hõlmab ka Ida-Aafrika vulkaane ning märke noorest vulkaanilisest tegevusest Araabia poolsaarel ja Väike-Aasias. Ida-Aafrika vulkaanid näivad olevat seotud sügavate tektooniliste lõhede süsteemiga ja kitsaste vajumisaladega nende ääres, mis ulatuvad Punasest merest läbi Keenia ja Tanganjika kuni Mosambiigi kanali rannikuni.

Riis. 2.1. - Vulkaanide leviku kaart.

Vulkaanilise tegevuse kliimamõjud

Pursete kõige märgatavamad kliimamõjud mõjutavad maapinna õhutemperatuuri muutusi ja meteoorisademete teket, mis iseloomustavad kõige täielikumalt kliimat kujundavaid protsesse.

Temperatuuri mõju. Plahvatusohtlike pursete käigus atmosfääri paisatud vulkaaniline tuhk peegeldab päikesekiirgust, alandades õhutemperatuuri Maa pinnal. Kui Vulcan-tüüpi purske peentolmu püsivust atmosfääris mõõdetakse tavaliselt nädalates ja kuudes, võivad lenduvad ained, nagu SO 2, jääda atmosfääri ülakihti mitmeks aastaks. Silikaattolmu ja väävli aerosooli väikesed osakesed, mis koonduvad stratosfääri, suurendavad aerosoolikihi optilist paksust, mis toob kaasa temperatuuri languse Maa pinnal.

Vulkaanide Agungi (Bali saar, 1963) ja St. Helensi (USA, 1980) pursete tulemusena oli täheldatud maksimaalne Maa pinnatemperatuuri langus põhjapoolkeral alla 0,1 °C. Suuremate pursete puhul, nagu näiteks Tambora vulkaan (Indoneesia, 1815), on temperatuurilangus 0,5 °C või rohkem aga täiesti võimalik.

Plahvatuslikud pursked võivad kliimat mõjutada vähemalt mitu aastat ja mõned neist võivad põhjustada palju pikemaajalisi muutusi. Sellest vaatenurgast võib ka suurtel lõhepursketel olla märkimisväärne mõju, kuna need sündmused paiskavad aastakümnete või pikema aja jooksul atmosfääri tohutul hulgal lenduvaid aineid. Sellest tulenevalt on mõned Gröönimaa jääsüdamike happesuse tipud ajaliselt võrreldavad Islandi lõhede pursketega.

Suurte pursete ajal, nagu näiteks Tambora mäel, väheneb stratosfääri läbiva päikesekiirguse hulk umbes veerandi võrra. Hiiglaslikud pursked, näiteks see, mis tekitas tefrakihi (Toba vulkaan, Indoneesia, umbes 75 tuhat aastat tagasi), võivad vähendada päikesevalguse läbitungimist vähem kui sajandikuni selle normaalväärtusest, takistades fotosünteesi. Purse on pleistotseeni üks suurimaid ja stratosfääri sattunud peen tolm näib olevat põhjustanud peaaegu universaalse pimeduse suurel alal nädalateks ja kuudeks. Seejärel purskas umbes 9-14 päevaga umbes 1000 km 3 magmat ja tuhakihi leviala ületas vähemalt 5⋅106 km 2.

Teine võimaliku jahtumise põhjus on H 2 SO 4 aerosoolide varjestusefekt stratosfääris. Järgnevalt nõustume, et tänapäeva ajastul satub vulkaanilise ja fumarooli tegevuse tulemusena atmosfääri aastas ligikaudu 14 miljonit tonni väävlit, mille looduslik koguheide on ligikaudu 14,28 miljonit tonni. väävli eraldumine atmosfääri, eeldusel, et see kõik on täielikult H 2 SO 4 oksiidideks muundatud (kui eeldame, et see väärtus on vaadeldava ajavahemiku jooksul konstantne), läheneb väävli kujul olevate aerosoolide otsese sisenemise minimaalsele hinnangule. hape stratosfääri Toba vulkaani purske tõttu. Suurem osa väävlioksiididest satub kohe ookeani, moodustades sulfaate ning teatud osa väävlit sisaldavatest gaasidest eemaldatakse kuivneeldumise teel või pestakse troposfäärist välja sademetega. Seetõttu on ilmne, et Toba vulkaani purse tõi stratosfääris kaasa pikaealiste aerosoolide hulga mitmekordse suurenemise. Ilmselt avaldus jahutav efekt kõige selgemini madalatel laiuskraadidel, eriti külgnevatel. Stratosfääri aerosooli ja/või peentolmu looridesse tungiva päikesekiirguse hulga hinnangud olenevalt nende massist. Täpid tähistavad suuri ajaloolisi ja eelajaloolisi purse.

Gröönimaa keskosa isoldide Kreeta tuuma happesuse aegrida, mis hõlmab ajavahemikku 533–1972. Tõenäoliselt suurimatele happesuse tippudele vastavate pursete tuvastamine põhineb piirkondade - India, Malaisia ​​- ajaloolistel allikatel. Selle nähtuse globaalsele tähtsusele viitab ka Toba vulkaani "happeline" jälg, mis registreeriti 1033 ja 1035 m sügavusel Antarktikas Vostoki jaamas kaevude 3G ja 4G südamikus.

Tõendeid vulkaanilise kliima modulatsioonist aastakümnete jooksul on saadud ka puude rõngaste ja mägede liustike mahu muutuste uuringutest. Dokumendist selgub, et Ameerika Ühendriikide lääneosas esinevad külmahood, mis on määratud puurõnga dendrokronoloogiaga, on tihedalt kooskõlas registreeritud pursetega ja on tõenäoliselt seotud vulkaaniliste aerosoolide kattekihtidega stratosfääris ühe või kahe poolkera skaalal. L. Scuderi märkis, et temperatuuritundlike metsade ülemise piiri rõngaste erineva paksuse, Gröönimaa jää happesuse profiilide ja Sierra Nevada (California) mägiliustike edasiliikumise vahel on tihe seos. Purskele järgnenud aasta jooksul täheldati puude kasvu järsku langust (mille tulemusena tekkis aerosoolkate) ja rõngaste juurdekasvu vähenemine toimus 13 aasta jooksul pärast purset.

Kõige lootustandvamad teabeallikad mineviku vulkaaniliste aerosoolide kohta on endiselt jääsüdamiku ja sulfaadi (happe) seeria happesus - kuna need sisaldavad materiaalseid tõendeid keemiliste lisandite atmosfääri koormuse kohta. Kuna jääd saab dateerida selle iga-aastase kogunemise põhjal, on võimalik ülemiste jääkihtide happesuse tippe otseselt seostada teadaoleva perioodi ajalooliste pursetetega. Seda lähenemisviisi kasutades korreleeritakse ka teadmata päritolu varajased happesuse piigid kindla vanusega. Ilmselt sellised võimsad vulkaanipursked nagu 536-537 toimunud tundmatud sündmused. ja umbes 50 eKr ehk Tambora 1815. aastal põhjustas päikesekiirguse selge vähenemise ja planeedi pinna jahenemise üheks kuni kaheks aastaks, mida kinnitavad ajaloolised tõendid.

Samal ajal näitas temperatuuriandmete analüüs, et holotseeni soojenemine üldiselt ja eriti 1920.–1930. aastatel oli tingitud vulkaanilise aktiivsuse vähenemisest.

On teada, et üks tõhusamaid meetodeid mineviku vulkaanilise tegevuse uurimiseks on polaarliustike jääsüdamike happesuse ja aerosoolide sisalduse uurimine. Nendes olevaid tuhakihte kasutatakse paleobotaaniliste ja geoloogiliste uuringute tulemustega võrreldes tõhusalt ajutiste võrdluspunktidena. Vulkaanilise tuha paksuse võrdlemine erinevatel laiuskraadidel aitab selgitada tsirkulatsiooniprotsesse minevikus. Pange tähele, et aerosooli varjestav roll stratosfääris on palju tugevam poolkeral, kus toimus vulkaaniliste osakeste süstimine stratosfääri.

Arvestades pursete, eelkõige madala laiuskraadiga vulkaanide või suviste pursete võimalikku mõju kliimale mõõdukatel või kõrgetel laiuskraadidel, tuleb arvestada vulkaanilise materjali tüüpi. Vastasel juhul võib see kaasa tuua termilise efekti mitmekordse ülehindamise. Seega plahvatusohtlike pursete ajal datsiit tüüpi magmaga (näiteks St. Helensi vulkaan) oli konkreetne panus H 2 SO 4 aerosoolide tekkesse peaaegu 6 korda väiksem kui Krakatoa purske ajal, mil umbes 10 km 3 Andesiitse magma paiskus välja ja tekkis ligikaudu 50 miljonit tonni H 2 SO 4 aerosoole. Õhusaaste mõju poolest vastab see 500 Mt koguvõimsusega pommide plahvatamisele ja peaks selle järgi omama olulisi tagajärgi piirkonna kliimale.

Basaltsi vulkaanipursked tekitavad veelgi suuremas koguses väävlit sisaldavaid väljahingamisi. Seega põhjustas Laki basaltipurse Islandil (1783) pursanud laava mahuga 12 km 3 ligikaudu 100 miljoni tonni H 2 SO 4 aerosoolide tootmist, mis on peaaegu kaks korda suurem lõhkeaine eritoodangust. Krakatoa purse. Ilmselt põhjustas Laki purse mingil määral 18. sajandi lõpu jahtumist. Islandil ja Euroopas. Otsustades Gröönimaa jääsüdamike happesuse profiilide järgi, mis peegeldavad vulkaanilist aktiivsust, võib märkida, et vulkaaniline aktiivsus põhjapoolkeral väikese jääaja ajal korreleerub üldise jahtumisega.

Vulkaanilise tegevuse roll sademete tekkes. Levinud arvamus: atmosfäärisademete tekkimisel on looduslikes tingimustes igal temperatuuril esmane protsess veeauru kondenseerumine ja alles siis tekivad jääosakesed. Hiljem selgus, et isegi korduva küllastumise korral tekivad jääkristallid täiesti puhtas niiskes õhus alati tilkade homogeense väljanägemise tulemusena, millele järgneb külmumine, mitte otse aurudest. Katseliselt tehti kindlaks, et jääkristallide tuuma moodustumise kiirus ülejahutatud veetilkades homogeensetes tingimustes sõltub ülejahutatud vedeliku mahust ja mida väiksem on maht, seda väiksem see on: mitmemillimeetrise läbimõõduga tilgad (vihm) jahutatakse enne külmutamist temperatuurini -34. -35 °C ja mitme mikronise läbimõõduga (hägune) - kuni -40 °C. Tavaliselt on jääosakeste moodustumise temperatuur atmosfääripilvedes palju kõrgem, mis on seletatav kondensatsiooni ja kristallide moodustumise protsesside heterogeensusega atmosfääris aerosoolide osaluse tõttu.

Jääkristallide moodustumise ja nende kogunemise ajal toimib ainult väike osa aerosooliosakestest jääd moodustavate tuumadena, mis sageli põhjustab pilvede ülejahtumist temperatuurini -20 ° C ja alla selle. Aerosooliosakesed võivad käivitada jääfaasi moodustumise kas ülejahutatud vedelast veest, külmutades tilgad seestpoolt või sublimatsiooni teel. Põhjapoolkeral kogutud sublimeeritud lumekristallide uurimine näitas, et ligikaudu 95% juhtudest leiti nende keskosas üks tahke tuum (suurusega peamiselt 0,4-1 mikronit, mis koosneb saviosakestest). Samas on jääkristallide moodustumisel kõige tõhusamad saviosakesed ja vulkaaniline tuhk, pilvepiiskades valitsevad meresoolad.

Selline erinevus võib olla oluline põhjapoolkera kõrgetel laiuskraadidel (võrreldes lõunapoolkeraga) lume kogunemise suurema kiiruse ja ka Gröönimaa kohal toimuva atmosfääriniiskuse tsüklonaalse transpordi suurema efektiivsuse kui Antarktika kohal.

Kuna aerosoolide hulga olulisima muutuse atmosfääris määrab vulkaaniline aktiivsus, siis pärast purset ja troposfääri vulkaaniliste lisandite kiiret väljauhtumist võib stratosfääri alumistest kihtidest oodata pikaajalist sademete tekkimist suhteliselt madala hapniku ja hapniku isotoopide suhtega. deuteeriumi ja madala "primaarse" süsinikusisaldusega. Kui see oletus vastab tõele, siis on polaarjääsüdamike eksperimentaalsete uuringute põhjal mõistetavad paleotemperatuuri kõvera mõned “külmad” võnked, mis langevad ajaliselt kokku “atmosfäärilise” CO 2 kontsentratsiooni vähenemisega.

See "selgitab" osaliselt nooremate dryaside jahtumist, mis ilmnes kõige selgemalt Atlandi ookeani põhjaosa vesikonnas umbes 11-10 tuhat aastat tagasi. Selle jahtumise alguse võis algatada vulkaanilise aktiivsuse järsk tõus ajavahemikul 14-10,5 tuhat aastat tagasi, mis väljendus vulkanogeense kloori ja sulfaatide kontsentratsiooni mitmekordses suurenemises Gröönimaa jääsüdamikes.

Atlandi ookeani põhjaosaga külgnevatel aladel võib seda jahtumist seostada suurte jäätipu (11,2 tuhat aastat tagasi) ja Alpides (12–10 tuhat aastat tagasi) paiknevate Eifeli vulkaanide pursetega. Jahutusäärmus on hästi kooskõlas 10,6 tuhande aasta taguse Vedde vulkaani purskega, mille tuhakiht on jälgitav Atlandi ookeani kirdeosas. Otse 12-10 tuhande aasta taguse perioodi kohta. Seal on ka nitraatide maksimum, mille kontsentratsiooni langus langeb kokku soojenemise algusega pärast jahtumisäärmust (10,4 tuhat aastat tagasi). Lõunapoolkeral, nagu on teada, ei ole Younger Dryas märgatav CO 2 sisalduse vähenemisega Antarktika jääsüdamikes ja see väljendub nõrgalt kliimakõverates, mis on kooskõlas vulkanogeensete aerosoolide madalama kontsentratsiooniga kui Gröönimaal. Eeltoodu põhjal saame teha esialgse järelduse, et vulkaaniline tegevus avaldub lisaks otsesele mõjule kliimale ka lumesademete suurenenud hulgast tingitud “lisa”jahtumise simuleerimises.

Lähtudes üldisest teabest aerosoolide ebaproportsionaalselt suurema (võrreldes Antarktikaga) sisalduse kohta Gröönimaal õhuniiskuse kondenseerumis- ja kristalliseerumistuumadena, võib eeldada, et sademetest kinnipüütud õhukomponentide osakaal on vastavalt suurem (seoses üldise taseme langusega). kristalliseerumine) liustike gaasilisele koostisele. Kõrgem vulkaaniline aktiivsus põhjapoolkeral määrab suurema mõju jääkilbi isotoopkoostisele. See võib väljenduda paleoisotoopsignaali olulises suurenemises siin, näiteks nooremates drüjas, võrreldes Antarktikaga. Viimasel juhul on võimalik simuleerida üksikuid klimaatilisi sündmusi, mis on tingitud isotoopkoostise „vulkaanilistest” kõikumistest.

.2 Kamtšatka-Kuril

Kamtšatka vulkaanid on tihedalt seotud maakoore mägede ülesehitamise liikumistega, eelkõige mäeharjade tekkega, mis annab Kamtšatka poolsaare reljeefile erilise iseloomu.

Poolsaarel on kaks mäeahelikku ja erinevate vulkaanide ahelik.

Sredinny Ridge asub läänepoolses pooles. Ida-Kamtšatka ahelik kulgeb idaosas. Selle harja erinevatel osadel on erinevad nimed. Lõunaosa on Južno-Bõstrinski, kirde pöörde juures on Ganalski rabelejad, edasi kirdes on Valaginski seljandik, veelgi kaugemal - Tum-roki seljandik ja lõpuks Kljutševski dolist põhja-kirde suunas Kumrochi mäeahelik, mis lõpeb Lake Bay juures.

Poolsaare idarannikul Lopatka neemest Kronotskoje järveni asub vulkaanide ahel, mis moodustab omamoodi unikaalse seljandiku. Edasi läheb see ahelik otsekui Tumroki seljandikku ületades otse põhja, kuid mööda Tumroki ja Kumrochi seljandiku läänenõlvu.

Kamtšatka mäeharjad ja vulkaanide ahel on kirdesuunalised. Kuid lisaks asuvad mõned vulkaanid ja kuumaveeallikad mööda jooni loode suunas. Seda asukohta seostatakse maapõue geoloogilise ehitusega, Kamtšatka-Kurili riketega ja Aleuudi vulkaanilised ja tektoonilised kaared, mis kuuluvad Vaikse ookeani vulkaanilise tuleringi.

Vulkaaniline tegevus Kamtšatkal algas enne mesosoikumist ja võib-olla isegi enne paleosoikumist ning jätkus neli korda enne mesosoikumist.

Vulkaaniline tegevus esimesel, kõige iidsemal etapil ei olnud intensiivne. Sellega kaasnesid väikesed laavavalamised. Vastupidi, teine ​​ja kolmas etapp vulkaanilise tegevusega kaasnesid võimsad massiivsed laavavalamised ning teises etapis valati laama vee alla.

Kõigi nende etappide jooksul voolanud laavadel oli põhikoostis. Mesosoikumi perioodil, s.o. ligikaudu 190–70 miljonit aastat tagasi taastus vulkaaniline tegevus Kamtšatkal vähemalt kaks korda ja esimest korda toimusid väikesed mafilise magma laamade veealused väljavalamised. Teist korda, umbes 70 miljonit aastat tagasi, kriidiajastu ja tertsiaari perioodi piiril võttis vulkaaniline aktiivsus tohutud mõõtmed. Basaltse ja basaltse andesiidi koostisega laavade maismaa- ja veealused pursked vaheldusid tugeva plahvatusliku aktiivsusega, mille tulemusena tekkisid suured vulkaanilise tuffbretsia ja tuffide kogumid.

Pursked tekkisid peamiselt arvukatest väikestest lõhedest ja keskvulkaanidest ning meenutasid mõneti tänapäevast vulkaanilist tegevust Kuriili saartel. Pursked olid väga intensiivsed ning nende laavad ja tufid hõivasid suure ala. Selline vulkaaniline tegevus jätkus ülemkriidiajastul ja alam-tertsiaari alguses, s.o. umbes 80-60 miljonit aastat tagasi.

Vulkaanilise tegevuse taastumine toimus ülemtertsiaaril, s.o. umbes 20-10 miljonit või vähem aastat tagasi. Purskasid nii aluselisi kui ka eriti vahepealseid ja happelisi laavu.

Lõpuks toimus vulkaanilise aktiivsuse viimane uuendus, mis kestab tänapäevani, umbes 1 miljon aastat tagasi, kvaternaari perioodi alguses.

Seega algas vulkaaniline tegevus Kamtšatkal tõenäoliselt enne paleosoikumist ega ole praeguseks veel lõppenud. Selle ilmingud vahasid ja kadusid. See oli seotud ja toimus peaaegu samaaegselt Kamtšatka maakoore mägede ülesehitamise liikumistega.

Kaasaegne vulkaaniline tegevus, mis sai alguse Kamtšatka jäätumise lõpus, on võrreldes möödunud aegade intensiivse ja võimsa tegevusega palju nõrgem.

Vulkaanilise tegevuse koguvõimsusest Kamtšatkal elu jooksul annavad tunnistust arvukad aktiivsed ja kustunud vulkaanid ning vulkaanilised kivimid, mis katavad üle 40% selle pinnast.

Kamtšatka eripäradest tuleb märkida maakoore liikuvust, eriti selle idapoolsetes piirkondades. Need alad on üsna tugevate, sageli korduvate vulkaaniliste ja tektooniliste maavärinate koht. Need kuuluvad 7-, 8- ja 9-magnituudise maavärina tsooni. Lisaks sagedastele maavärinatele annavad Kamtšatka liikuvusest tunnistust ka terrassid ja muud geoloogilised andmed. Nende järgi võime otsustada, et Kamtšatka idaosa liigub teisiti. Kui Kamtšatka jõest põhja pool tõusis poolsaare rannik pärast jäätumist märkimisväärselt, siis poolsaare keskosas - Semjatšiki jõe lähedal - tõusis see vaid tühise ja lõunaosas - Petropavlovski lähedal ja veelgi lõuna poole. - rannik vajub aeglaselt.

Kõik need andmed kokku rõhutavad Kamtšatka idapoolsete piirkondade eriti ebaühtlast liikuvust. Seetõttu pole üllatav, et praegu asuvad aktiivsed vulkaanid ainult poolsaare idaosas, kuigi on viiteid sellele, et Sredinny ahelikus on üks aktiivne vulkaan - Ichinsky, mis praegu kiirgab gaasijugasid. See näidustus ei ole aga kinnitust leidnud ja on seetõttu kaheldav.

Kamtšatka vulkaanid paiknevad kolmes triibus - piki idarannikut, piki Sredinny Ridge'i ja piki läänerannikut. Nende vulkaaniline tegevus oli mitmekesine nii vulkaanilise tegevuse liikide ja vulkaanide vormide kui ka laavade koostise poolest.

Suhteliselt hiljuti (tertsiaariajal) valgusid basaltid välja arvukate üksteisega tihedalt paiknevate pragude või torukujuliste kanalite kaudu ja moodustasid ulatuslikke katteid, mis meenutasid massiivseid väljavalamisi. Sellised väljavalamised asendusid siis ainult tsentraalsete pursketega, mida täheldatakse tänapäevalgi. Olenevalt laavade koostisest ja vulkaanilise tegevuse tüübist, aga ka mitmetest muudest põhjustest kerkisid keskkanalite kohale erinevad vulkaanid. Kamtšatkal on teada peaaegu kõik vulkaanitegevuse tüübid, välja arvatud Plinian ja võib-olla Hawaii. Küll aga viimane, s.o. Hawaii tüüpi pursked võisid siin lähiminevikus aset leida.

Kaasaegne vulkaaniline tegevus on koondunud Kamtšatka poolsaare idaossa. Siin asuvad kõik aktiivsed, kõik kustunud ja enamik kustunud vulkaanidest. Viimaste hulgas võib aga leiduda vulkaane, mis ei ole kustunud, kuid uinuvad sügavalt, mis võivad ärgata ja tegutsema hakata.

Aktiivsetest vulkaanidest on aktiivsemad Klyuchevskoy, Karymsky ja Avachinsky; vähem aktiivsed - Sheveluch, Plosky Tolbachik, Gorely Ridge ja Mutnovsky; ja mitteaktiivsed - Kizimen, Maly Semya-chek, Zhupanovski, Koryaksky, Ksudach ja Ilyinsky.

Aktiivsed vulkaanid

Kamtšatkal on aktiivsete vulkaanide hulgas vulkaane, mis on oma tegevuse, tegevuse tüübi, kuju ja koostise poolest mitmekesised.

Kõige aktiivsemad on: Klyuchevskoy vulkaan (34 pursketsüklit), Karõmski (16 tsüklit) ja Avachinsky (16 tsüklit).

Aktiivsed on Sheveluch, Gorely Ridge ja Mutnovsky (igaüks 6 tsüklit), Plosky Tolbachik (5 tsüklit) ning nõrgalt aktiivsed Županovski (4 tsüklit), Maly Semyachik (3 tsüklit), Koryaka, Ksudach, Ilyinsky ja Kizimen ( igaühele üks purse).

Nendest Stromboli tüüpi vulkaanilise tegevuse hulka kuuluvad Klyuchevskoy; Vulcan Klyuchevskoy, Karymsky, Avachinsky, Sheveluch, Gorely Ridge, Mutnovsky, Zhupanovski, Ksudach; vahepealsele havai-stromboli Plosky Tolbachikile; Peleianile lähedasele tüübile Avachinsky, Sheveluch; Bandaisani mõned Iljinski ja Maly Semjatšiki pursked.

Praegu ei täheldata Hawaii tüüpi vulkaanilise tegevuse iseloomulikke ilminguid, kuid tõenäoliselt tekkisid need Kamtšatkal lähiminevikus Plosky Tolbachikil.

Klyuchevskoy vulkaan on üks suurimaid aktiivseid vulkaane Euroopas ja Aasias ning kõrgeim ja aktiivseim vulkaan Kamtšatkal. See on absoluutkõrguselt teisel kohal mõne Kesk- ja Lõuna-Ameerika aktiivse vulkaani järel. Peaaegu merepinnast tõusev Kljutševskoi vulkaan on suhtelise kõrguse poolest üks kõrgemaid aktiivseid vulkaane maakeral. Selle absoluutne kõrgus on erinevate autorite sõnul vahemikus 4778–4917 m. Kljutševskoi vulkaan on oma kõrguse ja korrapärase koonusekujulise kuju ning peaaegu pideva vulkaanilise tegevuse tõttu üks ilusamaid vulkaane maailmas. maailmas.

See asub nn Kljutševskaja vulkaanide rühma kirdenurgas, mis koosneb aktiivsetest Klyuchevsky ja Plosky Tolbachikist ning väljasurnud vulkaanidest - Plosky, Sredny, Kamen, Bezymyanny, Zimin, Bolšaja Udina, Malaja Udina ja Ostroy Tolbachik. Selle 2000 m kõrguse ja kõrgema hiiglaste rühma eesotsas on kolm hiiglast - Kamtšatka kolm kõrgeimat vulkaani - Kljutševski, umbes 4800 m kõrge, Kamen 4617 m ja Plosky 4030 m. Kõik need asuvad laial alal. org Kumrochi ja Sredinny mägede vahel. Klyuchevskoy vulkaan asub Plosky vulkaani aluse idanõlval. Tipust kuni umbes 2800 m kõrguseni on Kljutševskoi vulkaan veidi kärbitud koonuse kuju, mida mõnevõrra häiris 1. jaanuari 1945 purske ajal tekkinud kuum laviin, mis moodustas tippu sügava ja laia augu. Koonuse nõlvad on horisondi suhtes 33 35° nurga all. Välja arvatud sild, mis ühendab Kljutševskoi vulkaani Kameniga ja jäälõhe, mis ühendab Kljutševskoi vulkaani Ploskyga, muutub vulkaani ülejäänud osades absoluutkõrgusest 2700–1500 m kalle laugemaks, umbes 10–12° kuni horisont. Alla 1500 m ja Kljutševskoi vulkaaniga piirnevate Kamtšatka ja Khapitsa jõeorgude kõrguseni asub vulkaani jalam, mille üldine kalle on umbes 4°.

Kljutševski vulkaani koonuse tipus on umbes 500 m läbimõõduga kausikujuline kraater, mis sagedaste pursete tõttu kohati veidi kuju muudab. Kraatri servad on sakilised ja lisaks märkimisväärsete süvenditega nii ida- kui lääneküljel. Pärast 1937. aasta purset laienes läänepoolne süvend oluliselt ja võttis ämbrikujulise kuju ning pärast 1. jaanuaril 1945 toimunud purset tekkisid selle põhjaossa sügavad (kuni 200 m sügavused) “väravad”.

Vaiksematel aegadel täheldati kraatri sees üht või kahte tuulutusava. Vulkaani aktiivsema oleku ajal kasvas kraatris tavaliselt sisemine koonus, mis tõusis oma esialgsetest servadest kõrgemale. Kraatri seinad koosnevad vahelduvatest laava, vulkaanilise liiva ja liivaga segatud jää kihtidest.

Koonuse nõlvad on kaetud peaaegu pideva liustikuga, mille hulgas on kohati mäeharju - laavavoolude ülemised osad. Liustikud laskuvad 2000 - 1800 m kõrgusele ja üks, põhja poole voolav, on võimsaim, kuni 1500 m.

Liustike alt voolab välja arvukalt ojasid, mis ühinedes suuremateks jõgedeks voolavad justkui raadiuses mööda vulkaani jalami kirde- ja idanõlva. Paljudel juhtudel lõikasid nad sügavad kurud – kanjonid – vulkaanilisteks kivimiteks.

Lisaks on Kljutševski vulkaani jalami nõlvad täis külgkoonuseid, mille maksimaalne suhteline kõrgus ulatub 200 m. Enamik neist paikneb piki raadiusi, mis kulgevad peakraatrist kui keskmest. Samal ajal on paljud külgkoonused ligikaudu samal kõrgusel. Ilmselt asub suurem osa sellest mööda radiaalseid ja võib-olla ka ringikujulisi pragusid. Valdav osa külgkoonustest tekkis plahvatusliku tegevuse tulemusena ning need koosnevad vulkaanilisest liivast ja räbutükkidest. Mõnede käbide tekkega kaasnes laava väljavalamine.

Külgkoonused asuvad peakraatrist 8–25 km kaugusel.

Kljutševski vulkaani laavavoolud valasid välja nii peakraatrist kui ka peamiselt madalatest külgkoonustest. Laavavooludel on oma kujul palju ühist liustikega. Samasugune põikpragude süsteem ilmneb, eriti aluspinnase järsematel nõlvadel. Täheldatakse ka pikisuunaliste laavaharjade teket, mis on sarnased pikimoreenidele jne. .

Riis. 2.2. - Karõmski vulkaani purse (jaanuar 1996, Ya.D. Muravyov)

Lagunevad vulkaanid

Pärast nende tekkimist vulkaanid muutuvad ja läbivad terve rea transformatsioone, mõnikord varisevad kokku, mõnikord tekivad uuesti, kuid nad elavad vaid seni, kuni nende vulkaanikolletes on piisav kogus vulkaanilist energiat.

Selle vähenemisega hakkab vulkaani elu välja surema, selle aktiivsus järk-järgult sureb. Ta jääb magama. Kui energia on täielikult ammendunud, peatab vulkaan igasuguse tegevuse ja tema aktiivne elu lõpeb. Vulkaan on kustunud.

Praegu solfata faasis olevad lagunevad vulkaanid asuvad peamiselt Kronotski järve lähedal. Sellest kirdes asuvad Komarova ja Gamcheni vulkaanid, idas - Kronotski ja lõunas on terve rühm selliseid vulkaane nagu Uzon, Kikhpinych, Yaurlyashchiy ja tegelikult - Kesk-Semjatšik.

Komarova vulkaan (Reserveeritud) on korgikujulise kujuga. Sellel on kaks kraatrit, millest üks asub tipul, teine ​​edelanõlval tipu lähedal.

Viimases on süvend, millest purskas välja laava. Laavavoolud levivad laialdaselt mööda lõuna- ja idanõlvad.

Praegu eraldub kraatrist gaasijugasid, eriti intensiivselt ja peaaegu pidevalt kraatri lääneosast. 1941. aasta aprillis tõusid gaasijoad kuni 200 m kõrgusele kraatrist.

Vesiniksulfiidist ja võib-olla ka vääveldioksiidist ja loomulikult veeaurust koosnevate gaaside mõjul kraatri idaosa kivimitele muutusid need helehallideks, enamasti savi- või aluniidikivimiteks.

Seega kuuluvad Kamtšatka väljasurevate vulkaanide hulka solfataarfaasis järgmised: Uzon, Burljaštši ja Kesk-Semjatšik ise on kõige aktiivsemas solfataristlikus staadiumis. Kõige vähem aktiivsed, peaaegu täielikult väljasurnud on Kronotski vulkaan ja Opala. Ülejäänud on oma tegevuses nende vahel vahepealsel positsioonil.

Kustunud vulkaanid

Võrreldes aktiivsete ja surevate vulkaanide arvuga on kustunud vulkaane palju suurem.

Need asuvad mitte ainult poolsaare idaosas ja Sredinny ahelikus, vaid osaliselt ka Kamtšatka poolsaare läänerannikul.

Kustunute hulgas on nii lähiminevikus tegutsenud vulkaane kui ka neid, mis oma elu lõpetasid kaugemal ajal. Esimesed tunneb ära vulkaanide muutumatu välimuse, madalamates kohtades veel taimestikuga katmata värskete laavavoolude ning kõrgemates kohtades sammalde ning mitmete muude tunnuste järgi.

Hiljuti kustunud vulkaanide hulka kuuluvad Bezõmjannõi, Kraševinnikova, Taunshits, Jurjevski ja mõned teised. Kustunud vulkaanidest on kõrgeimad, kuid oma kuju ja vulkaanilise elu poolest erinevad Kameni ja Plosky vulkaanid.

Kuriili saarte vulkaanid

Kuriilid on kaks suurt saareketti: Suur-Kuriilid ja Väike-Kuriilid.

Suur seljandik “venib” 1200 km otse Kamtšatka poolsaarelt edelas kuni Hokkaido saareni.

Väike Ridge ulatub 105 km kaugusele ja kulgeb paralleelselt Suure Kuriili seljandiku lõunaosaga, sellest 50 km kagus.

Vulkaanid asuvad peaaegu eranditult Suure Kuriili mäestiku saartel. Enamik neist saartest on aktiivsed või kustunud vulkaanid ning ainult põhjapoolseimad ja lõunapoolseimad saared koosnevad ülem-tertsiaari settevormidest.

Need settekivimite kihid nimetatud saartel moodustasid vundamendi, millele vulkaanid tekkisid ja kasvasid. Suurem osa Kuriili saarte vulkaanidest kerkis otse merepõhja.

Kamtšatka poolsaare ja Hokkaido saare vahelise merepõhja topograafia on järsk seljandik, mille põhja sügavus on Okhotski mere suunas umbes 2000 m ja Hokkaido saare lähedal isegi üle 3300 m ja sügavusega üle 8500 m. Vaikne ookean. Teatavasti asub Kuriili saartest otse kagus üks sügavamaid ookeanikraave, nn Tuscarora süvend.

Kuriili saared ise kujutavad endast vee alla peidetud pideva mäeaheliku tippe ja harju.

Suur Kuriili hari on suurepärane visuaalne näide mäeharja tekkest maapinnal. Siin saab jälgida maapõue käänakut, mille hari kõrgub 2-3 km kõrgusel Okhotski mere põhjast ja 8-8,5 km kõrgusel Tuscarora lohust. Selle käänaku ääres tekkisid kogu selle pikkuses rikked, mida mööda lõhkes mitmel pool tulist vedelat laava. Just nendes kohtades tekkisid Kuriili seljandiku vulkaanilised saared. Vulkaanid valasid välja laavat, paiskades välja massiliselt vulkaanilist liiva ja prahti, mis settisid lähedale merre ning see muutus ja jääb järjest väiksemaks. Lisaks on põhi ise tingitud võib tõusta erinevatel geoloogilistel põhjustel ja kui sarnane geoloogiline protsess jätkub samas suunas, siis miljonite aastate ja võib-olla sadade tuhandete pärast tekib siia pidev seljandik, mis ühest küljest ühendab Kamtšatka Hokkaidoga. ja teiselt poolt - eraldab täielikult Okhotski mere Vaiksest ookeanist.

Kuriili seljandiku tekkimine aitab meil mõista teiste seljandike teket, mis praegu kõrguvad täielikult maismaal. Nii tekkis kunagi Uurali seljandik ja hulk teisi.

Devoni meres, mis sel ajal (umbes 300 miljonit aastat tagasi) kattis ala, kus praegu asub Uurali seljandik, tekkisid maakera veealuse pinna sarnases kurvis praod ja rikked, mida mööda magma sügavusest tõusis. Selle veealused pursked merepõhjast veepinnale kogunevate laavatena asendusid pinnavulkaanidega, mis moodustasid saared, s.o. Tulemuseks oli sama pilt, mida praegu täheldatakse Okhotski mere ja Vaikse ookeani piiril. Uurali vulkaanid paiskasid koos laavade väljavalamisega välja ka massilist vulkaanilist materjali, mis asus lähedale. Nii olid vulkaanilised saared omavahel seotud. Ühinemisele aitasid kaasa loomulikult maakoore liikumised ja mõned muud protsessid, mille koosmõjul tekkis Uurali mäeahelik.

Kuriili seljandiku vulkaanid asuvad kaarekujulistel murrangutel, mis on Kamtšatka murrangute jätkud. Seega moodustavad nad ühe vulkaanilise ja tektoonilise Kamtšatka-Kurili kaare, mis on Vaikse ookeani poole kumer ja üldiselt suunatud edelast kirdesse.

Kõigi saarte pinnamood, välja arvatud põhjapoolseim, on mägine.

Kuriili saarte vulkaanide tegevus minevikus ja praegu on väga intensiivne. Seal on umbes 100 vulkaani, millest 38 on aktiivsed ja solfata tegevusfaasis.

Esialgu tekkisid vulkaanid ülem-tertsiaaris Kuriili aheliku äärmuslikele edela- ja kirdesaartele ning seejärel liikusid need selle keskossa. Seega algas vulkaaniline elu neil üsna hiljuti, kõigest üks või mitu miljonit aastat, ja kestab tänapäevani.

Teave Kuriili seljandiku vulkaanipursete kohta on olemas olnud juba 18. sajandi algusest, kuid see on väga katkendlik ja kaugeltki täielik.

Aktiivsed vulkaanid

Kuriili saartel on teada 21 aktiivset vulkaani, millest viis paistavad silma aktiivsema tegevuse poolest; Kuriili aheliku aktiivseimate vulkaanide hulka kuuluvad Alaid, Sarõtševi tipp, Fuss, Snow ja Milna.

Kuriili saarte aktiivsetest vulkaanidest on kõige aktiivsem vulkaan Alaid. See on ka kõigi selle vahemiku vulkaanide seas kõrgeim. Kauni koonusekujulise mäena kerkib otse merepinnalt 2339 m kõrgusele Vulkaani tipus on väike lohk, mille keskel kõrgub keskkoonus.

Selle pursked toimusid aastatel 1770, 1789, 1790, 1793, 1828, 1829, 1843 ja 1858, s.o. kaheksa purset viimase 180 aasta jooksul.

Lisaks toimus 1932. aastal Alaidi kirdekalda lähedal veealune purse ning 1933. aasta detsembris ja 1934. aasta jaanuaris toimusid pursked selle idakaldast 2 km kaugusel. Viimase purske tulemusena tekkis laia kraatriga vulkaaniline saar nimega Taketomi. Tegemist on Alaidi vulkaani külgkoonusega, kõiki neid purskeid arvesse võttes võib öelda, et viimase 180 aasta jooksul on Alaidi vulkaanikeskusest toimunud vähemalt 10 purset.

1936. aastal tekkis Taketomi ja Alaidi vulkaanide vahele sülg, mis neid ühendas. Alaidi ja Taketomi laavad ja lahtised vulkaanilised saadused on klassifitseeritud basaltilisteks.

Sarõtševi tipp on vulkaanilise tegevuse intensiivsuse poolest teisel kohal ja on kihtvulkaan, asub Matua saarel. Sellel on kahe otsaga koonus, mille alumine osa on õrn ja ülemises osas järsem (kuni 45°).

Kõrgemal (1497 m) tipul on umbes 250 m läbimõõduga ja umbes 100 - 150 m sügavusega kraater Kraatri lähedal koonuse välisküljel on palju pragusid, millest väljuvad valged aurud ja gaasid. vabastati (august ja september 1946).

Alates 18. sajandi 60. aastatest kuni tänapäevani toimusid selle pursked aastatel 1767, umbes 1770, umbes 1780, aastatel 1878–1879, 1928, 1930 ja 1946. Lisaks on selle fumarooli aktiivsuse kohta arvukalt andmeid. Nii et aastatel 1805, 1811, 1850, 1860. ta suitsetas. 1924. aastal toimus selle lähedal veealune purse.

Seega on viimase 180 aasta jooksul toimunud vähemalt seitse purset. Nendega kaasnes nii plahvatuslik tegevus kui ka basaltlaava väljavalamine.

Viimane purse toimus novembris 1946. Sellele purskele eelnes naabruses asuva, samanimelisel saarel asuva Rasshua vulkaani aktiivsuse elavnemine, mis 4. novembril hakkas kiiresti gaase eralduma ja öösel oli näha kuma. , ja alates 7. novembrist algas Sarychev Peak vulkaani kraatrist valgete gaaside suurenenud eraldumine.

novembril kella 17 ajal kerkis selle kraatri kohale gaaside ja musta tuha sammas ning õhtul tekkis kuma, mis oli nähtav terve öö. 10. novembril paiskus vulkaanist välja tuhka, kuid esines sagedasi värinaid ja pidevat maa-alust mürinat ja aeg-ajalt ka äikest.

Ööl vastu 11.-12. novembrit visati kuni 100 m kõrgusele valdavalt kuumad pommid, mis mööda vulkaani nõlvu kukkudes üsna kiiresti jahtusid. 12.–14. novembril kella 22 ajal saavutas purse maksimaalse intensiivsuse. Esiteks ilmus kraatri kohale tohutu kuma, vulkaaniliste pommide lennu kõrgus ulatus 200 m-ni, gaasituha kolonni kõrgus - 7000 m kraatri kohal. Eriti kõrvulukustavad plahvatused toimusid 12.–13. novembri öösel ja 13. novembri hommikul. 13. novembril hakkas laava purskama, nõlvale tekkisid külgkraatrid.

Eriti ilus ja suurejooneline oli purse 13. ja 14. novembri öödel. Kraatrist laskusid nõlva alla tulekeeled.

Kogu vulkaani tipp, 500 m kraatrist allapoole, tundus suurest kogusest pommidest, prahist ja liivast välja paisatud kuumus.

13. novembri hommikust kuni 14. novembri kella 14-ni kaasnes purskega erinevat tüüpi välk, mis välgatas erinevates suundades peaaegu iga minut.

Fuss Peak vulkaan asub Paramushiri saarel ja on omaette kaunis gconus, mille läänenõlvad langevad järsult Okhotski merre.

Fuss Peak purskas aastatel 1737, 1742, 1793, 1854 ja H859, kusjuures viimane purse, s.o. 1859, kaasnes lämmatavate gaaside eraldumine.

Volcano Snow on väike, umbes 400 m kõrgune madal kuplikujuline vulkaan, mis asub Chirpoy saarel (Black Brothers Islands). Selle tipus (seal on umbes 300 m läbimõõduga kraater. Kraatri põhja põhjaosas on ca 150 m läbimõõduga süvend kaevu kujul. Arvukad laavavoolud purskasid peamiselt kraatrist lõunasse Ilmselt kuulub see kilpnäärmele vulkaanid. Ilma täpse kuupäevata on viide selle vulkaani purske kohta 18. sajandil. Lisaks purskas Snow mägi aastatel 1854, 1857, 1859 ja 1879. Milni vulkaan asub Simushiri saarel, see on kahe otsaga vulkaan, mille sisekoonus on 1526 m kõrgune ja lääneküljega piirnevad seljandiku osad - hävinud iidsema vulkaani jäänused, kõrgus 1489 m. Laavavoolud on nähtavad nõlvad, mis paigutuvad tohutute laavaväljadena merre.

Nõlvadel on mitu külgkoonust, millest üks kannab nime "Burning Hill". toimib koos põhikoonusega ja on seega nagu iseseisev vulkaan.

Milna vulkaani vulkaanilise tegevuse kohta on andmeid 18. sajandist. Täpsematel andmetel leidsid selle pursked aset 1849., 1881. ja 1914. aastal. Mõned neist on suure tõenäosusega seotud ainult Burning Hilli pursetega.

Vähemaktiivsete vulkaanide hulka kuuluvad Severgina, Sinarka, Raikoke ja Medvezhy vulkaanid.

Veealused vulkaanid

Lisaks aktiivsetele maismaavulkaanidele on Kuriili aheliku saarte läheduses aktiivsed veealused vulkaanid. Nende hulka kuuluvad: Alaidi saarest kirdes asuvad veealused vulkaanid, mis purskasid 1856. ja 1932. aastal; 1924. aastal pursanud Stone Trap saarest läänes; Rasshua ja Ushishiri saarte vahel asuv veealune vulkaan, mis purskas eelmise sajandi 80ndatel ning lõpuks Simushiri saarest otse lõuna pool asuv veealune vulkaan, mis purskas 1918. aastal.

Lagunevad vulkaanid

Solfata tegevusfaasis olevad lagunevad vulkaanid asuvad peamiselt Kuriili seljandiku lõunapoolel. Ainult intensiivselt suitsev Chikurachki vulkaan , 1817 m kõrgune, asub Paramushiri saarel ja Ushishiri vulkaan , asuvad samanimelisel saarel, asuvad harja põhjapoolses pooles, kusjuures viimased asuvad selle lõunaosa alguse lähedal.

Ushishiri vulkaan (400 m). Selle kraatri servad moodustavad rõngakujulise seljandiku, mis on erodeerunud ainult lõunaküljel, jättes kraatri põhja merega täidetud.

Must vulkaan (625 m) asub Mustade Vendade saarel. Sellel on kaks kraatrit: üks tipus, läbimõõduga umbes 800 m, ja teine ​​on edelanõlval lõhekujuline. Mööda viimase servi eralduvad paksud auru- ja gaasipilved.

Kustunud vulkaanid

Kuriili saartel on palju erineva kujuga kustunud vulkaane - koonusekujulised, kuplikujulised, vulkaanilised massiivid, vulkaani tüüp vulkaanis jne.

Koonusekujuliste hulgas vulkaanid paistavad silma oma ilu poolest Atsonupuri, Kõrgus 1206 m.Asub Iturupi saarel ja on korrapärane koonus; selle tipus on umbes 150 m sügavune ovaalse kujuga kraater.Mööda merepoolset nõlva laskub hästi säilinud laavavool.

Koonusekujuliste vulkaanide hulka kuuluvad ka järgmised vulkaanid: Aka (598 m) Shiashkotani saarel; Roko (153 m), mis asub samanimelisel saarel Brat Chirpoevi saare lähedal (Mustade Vendade saared); Rudakova (543 m), mille kraatris on järv, mis asub Urupi saarel, ja Bogdan Hmelnitski vulkaan (1587 m), asub Iturupi saarel.

Kuplikujuline Shestakovi vulkaanidel on kuju (708 m), mis asub Onekotani saarel ja Broughtonis - 801 m kõrge, asub samanimelisel saarel. Viimase vulkaani nõlvadel on väikesed koonusekujulised künkad, ilmselt külgkoonused.

Vulkaaniliste massiivide hulka kuulub Ketoi vulkaan - kõrgusega 1172 m, mis asub samanimelisel saarel, ja Kamuy vulkaan - kõrgusega 1322 m, mis asub Iturupi saare põhjaosas.

"Vulkaan vulkaanis" tüüpi seotud:

Krenitsõni tipp Onekotani saarel , mille 1326 m kõrgust sisemist koonust ümbritseb kaunis järv, mis täidab selle (sisekoonuse) ja esialgse väliskoonuse jäänuste vahelist lohku, mis praegu tõuseb 600-960 m kõrgusele merepinnast.

.3 Island

Peaaegu kogu Islandi territoorium on kuni kahe kilomeetri pikkuste tippudega vulkaaniline platoo, millest paljud langevad järsult ookeani, mille tõttu moodustavad nad fjordid - kitsad käänulised kiviste kallastega merelahed. Arvukalt aktiivseid vulkaane, geisereid, kuumaveeallikaid, laavavälju ja liustikke – see on Island. Nende arvu poolest pindalaühiku kohta on riik kindlalt maailmas esikohal. “Islandi Fuji” Hekla ja värviline Kverkfjöll, Laki ja Helgafelli vulkaani hiiglaslik pragu Heimaey saarel, mis peaaegu muutis kunagise õitsva Vestmannaeyjari sadama “Islandi Pompei”, maaliliseks Graubokiks ja “saare loojaks” Surtsey , aga ka kümneid ja sadu vulkaanipragusid ja kaldereid, kustunud ja mudavulkaane ja vulkaane - need on "titaanid", kes sõna otseses mõttes lõid Islandi.

Möödunud aasta aprillis oli kogu maailm hõivatud varem tundmatu sõna päheõppimisega: "Eyjafjallajokull". Ainult laisad pole seda venelaste jaoks ebatavalist helikomplekti õppinud. Eyjafjallajokull on tähelepanuväärne Islandi vulkaan, mis on Euroopa lennuliikluse peaaegu täielikult halvanud. Tuhapilv tõusis umbes 6-10 kilomeetri kõrgusele ja levis Suurbritanniasse, Taani ning Skandinaavia ja Balti riikidesse. Venemaal ei lasknud tuha ilmumine kaua oodata – nii Peterburi, Murmanski kui ka mitmete teiste linnade ümbruses. Islandi pealinnast Reykjavikist 200 kilomeetri kaugusel asuva vulkaani purse sai alguse 2010. aasta 14. aprilli öösel. Katastroofipiirkonnast evakueeriti 800 inimest.

Islandi vulkaanid kuuluvad nn lõhetüüpi. See tähendab, et purse ei toimu ühest kraatrist, vaid lõhest ehk tegelikult kraatrite ahelast. Seetõttu on nende mõju kliimale ja Maa elanikele palju mastaapsem ja pikaajalisem kui kesk-tüüpi vulkaanidel - ühe või mitme kraatriga - isegi väga võimsatel, nagu Etna, Vesuuvi, Krakatoa jne. .

Islandi vulkaan Laki 1783. aastal avaldas kliimale nii hukatuslikku mõju, et põhjustas rohkem inimohvreid. 7 kuu jooksul eraldus 25 km pikkusest praost tohutul hulgal fluoriiti (vesinikfluoriidhappe soolad) ja vääveldioksiidi. Happevihm ja hiiglaslik vulkaanilise tolmu pilv, mis rippus üle kogu Euraasia ning Aafrika ja Põhja-Ameerika mandrite teatud piirkondade, põhjustasid kliimamuutusi, mis tõid kaasa saagikatkestuse, kariloomade surma ja massilise näljahäda – mitte ainult Islandil, vaid ka teistes Euroopa riikides ja isegi Egiptuses. Selle tulemusena vähenes Iirimaa rahvaarv veerandi ja Egiptuse rahvaarv 6 korda. Pursele järgnenud viljapuudus ja aastatepikkune näljahäda aitasid kaasa kasvavatele sotsiaalsetele rahutustele.

Iidsetel aegadel olid Islandi vulkaanipursked veelgi suuremad. Teadlaste hinnangul võisid need põhjustada mammutite ja nendega seotud loomarühmade väljasuremise, aga ka metsade hävimise Islandil.

Kogu Euroopas nii palju pahandusi tekitanud vulkaan on Lakist 50 korda väiksem - see asub “vaid” 500 m kaugusel, tal pole isegi oma nime ja teda kutsub liustik, mille all ta asub. Kuid isegi nii tagasihoidliku suurusega on see juba tekitanud tõelise paanika. Teadlased tuletavad meelde, et selle vulkaani varasemad pursked eelnesid alati mõne teise, aktiivsema liustikualuse vulkaani Katla pursetele. Kui see seekord juhtub, võivad tagajärjed olla kohutavad.

Askja on aktiivne kihtvulkaan Kesk-Islandi platool, mis asub Vatnajökulli rahvuspargis Oudaudahröini laavaplatoo kohal. vulkaani kõrgus on 1510 m üle merepinna. 29. märtsil 1875 alanud vulkaanipurske ajal vulkaani kaldeeras, mille pindala on umbes 45 km? tekkis kaks suurt järve. Viimane purse pärineb 1961. aastast.

Hekla on kihtvulkaan, mis asub Islandi lõunaosas. Kõrgus 1488 meetrit. Alates 874. aastast on see pursanud enam kui 20 korda ja seda peetakse Islandi kõige aktiivsemaks vulkaaniks. Keskajal nimetasid islandlased seda "põrgu väravaks". Vulkaanilise tuha lademete uuringud näitavad, et vulkaan on olnud aktiivne vähemalt viimased 6600 aastat. Viimane purse toimus 28. veebruaril 2000. aastal.

Ingolfsfjalli mägi on vulkaanilise päritoluga, tekkis jääajal ja koosneb basaltist (põhjas - peamiselt palagoniidist). Mäe kõrgus on 551 meetrit, mäetipp on tasane. Hõbedaste kivimoodustistega kaetud Ingolfsfjalli lõunanõlvad on riikliku kaitse all.

Kerling on vulkaan Islandi põhjaosas Tröllaskági poolsaarel Joksnadalheidi platool lõuna pool. Vulkaan oli aktiivne 6-7 miljonit aastat tagasi. Curlingu tipp sisaldab märkimisväärses koguses lipariitilist kivimit ja suure silikaadisisaldusega vulkaanilist tuhka. Mägi ise koosneb peamiselt basaldist – nagu enamik Trölläskägi mägesid.

Laki on kilpvulkaan Islandi lõunaosas Eldgja kanjoni ja Kirkubeyarklausturi linna lähedal Skaftafelli rahvuspargis. Aastal 934 toimus Laki süsteemis väga suur purse, mis paiskus välja umbes 19,6 km? laava. Aastatel 1783-1784 toimus Lakil ja naabervulkaanil Grimsvötn võimas lõhepurse, mille väljapääs oli umbes 15 km? basaltlaava 8 kuud. 25-kilomeetrisest lõhest välja pursanud laavavoolu pikkus ületas 130 km ja sellega kaetud ala oli 565 km².

Sulur on vulkaan Põhja-Islandil, Nordurlandi Øystra piirkonnas. See on osa lähedal asuvast kustunud Kerlingi vulkaanisüsteemist. Suluril on kaks tippu, kõrgem ulatub 1213 meetrini, väiksem - 1144 meetrini. Mägi asub Põhja-Islandi suurimast linnast Akureyrist edelas.

Hengidl on vulkaaniline süsteem, mis hõlmab 2 vulkaani, millest üks on Hengidl ise ja teine ​​on Hromandutinduri vulkaan. Vulkaanilise süsteemi pindala on umbes 100 km?. Vulkaaniline piirkond ulatub Selvotúrist Laundökulli liustikuni ja asub Thingvallavatni järvest edelas. Hegill on üks kõrgemaid mägesid Islandi pealinna Reykjaviki piirkonnas, selle kõrgus on 803 meetrit. Viimane Hengidli purse toimus rohkem kui 2000 aastat tagasi.

Hofsjökull on Islandi suuruselt kolmas liustik (Vatnajökulli ja Laundjökulli järel), samuti saare suurim aktiivne vulkaan. Vulkaan asub Islandi riftivööndite ristumiskohas, liustiku lääneosa all on umbes 7 x 11 km mõõtmetega kaldeera ning lisaks leidub mitmeid muid vulkaanipaljandeid. Fumaroolne aktiivsus, mis on koondunud kompleksi keskossa, on saare tugevaim.

Eldfell asub Heimaey saarel Vestmannaeyjari saarestikus. See tekkis 23. jaanuaril 1973 Heimaey linna äärealal toimunud purse tagajärjel. Eldfelli purse oli täielik üllatus nii teadlastele kui ka kohalikele elanikele. Vulkaani heitkogused jätkusid kuni 1974. aasta juulini, misjärel Eldfell aktiivsuse kaotas. Uued pursked on ekspertide sõnul ebatõenäolised. Eldfelli kõrgus on umbes 200 meetrit.

Erayvajökull on jääga kaetud vulkaan Islandi kaguosas. See on saare suurim aktiivne vulkaan, mille loodeservas asub riigi kõrgeim punkt - Hvannadalshnukuri tipp. Geograafiliselt kuulub see Vatnajökulli liustikule, mis asub Skaftafelli rahvuspargis.

Seega on vulkaanide uurimine ja jälgimine palju olulisem kui müütiline soojenemise probleem, väidavad teadlased. Inimese mõju kliimale on tõenäoliselt tugevalt liialdatud. Samal ajal võivad tektoonilised protsessid kujutada endast tõelist ohtu. Seetõttu on vaja läbi viia süstemaatiline seismiliselt ohtlike tsoonide seire, kasutades mitte ainult seismilisi, vaid ka neutronandureid. Venemaal on potentsiaalselt ohtlikud piirkonnad Kaukaasia koos uinuva Elbruse vulkaaniga, Baikal, kus maakoores on tekkimas uus murrang, ja Kamtšatka, mille vulkaanid on maailma kõrgeimad mäed. Kamtšatka vulkaanide kõrgus, mõõdetuna mitte merepinnast, vaid Kuriili-Kamtšatka süviku põhjast, on umbes 12 tuhat m, ületades tunduvalt Himaalaja kõrgust. Samas ei jää Kamtšatka vulkaanid oma mõju poolest planeedi kliimale Islandi omadele alla.

Järeldus

Meie uuringu tulemuste põhjal saadi järgmised andmed.

Suurimad ajaloolised sündmused on seotud kahe 17. sajandil toimunud vulkaanipurskega. Siis ärkasid vulkaanid Hekla Islandil ja Etna Sitsiilias. Nad viskasid tohutul hulgal tuhka ja muid osakesi kuni 20 km kaugusele stratosfääri. Fakt on see, et tuhk ja tolm settivad tsirkulatsiooni tõttu atmosfääris väga kiiresti - Islandi purskest on möödas nädal ja tolm atmosfääris on juba selginenud. Stratosfääris tormab see väga pikka aega ümber kogu maakera ja võib põhjustada märkimisväärset jahtumist. See jahtumine toimus pärast 17. sajandi purskeid ja põhjustas väga tõsiseid saagikatkestusi. Tulemuseks oli kariloomade massiline kadu, mis omakorda põhjustas inimestes nälga ja haigusi, puhkesid massilised katku, koolera ja sarlakid epideemiad, mis hävitasid poole Euroopa elanikkonnast. Kaks vulkaani põhjustasid kaudselt suure hulga inimeste surma. See on üks suurimaid katastroofe, mida on kirjeldatud, sealhulgas kirjandusteostes. Kirik tõlgendas neid kui Jumala karistust inimeste pattude eest jne. See on üks neist näidetest, mis näitab, kui suur on vulkanismi mõju kliimale ja inimkonna saatusele.

Islandi vulkaani purse on üks silmatorkavaid näiteid vulkaaniliste protsesside ja üldiselt endogeensete protsesside (nagu tsunamid, maavärinad, üleujutused) mõjust inimelule, eelkõige infosüsteemidele, õhutranspordisüsteemidele ja nendele. seos kliimaga. Oleme harjunud nende probleemide arutamisel esile tõstma inimtekkelist komponenti: inimese mõju soojenemisele, loodusõnnetustele ja inimtegevusest tingitud katastroofidele, näiteks selle kurikuulsa kasvuhoonegaasi, peamiselt CO 2 efektile. Tegelikult on vulkanism üks peamisi masinaid, mis määrab kliima ja paljud muud sündmused. See pole ainus purse, need toimuvad igal aastal, avaldades märgatavat mõju konkreetsete piirkondade elule. Selle purse ainulaadsus seisneb selles, et tuhapilv levis tihedalt asustatud alade kohale ja põhjustas seetõttu, võib öelda, lennureiside kokkuvarisemise ja mitmeid muid tagajärgi.

Venemaal asuvad aktiivsed vulkaanid Kamtšatkal ja Kuriili saartel. Suurim vulkaan Klyuchevskaya Sopka paiskab regulaarselt atmosfääri ülakihtidesse ja, mis veelgi olulisem, stratosfääri - rohkem kui 10 kilomeetri kõrgusele - tohutul hulgal tuhka ja gaasi, mis on Alaskal lennureisidel rohkem kui üks kord põhjustanud raskusi. , Kanada ja osaliselt Jaapan. Kõiki teisi see eriti ei puudutanud, nii et sellist vastukaja see ei tekitanud. Ajakirjanduses mainiti Indoneesias ja Filipiinidel juhtunud lennukiõnnetusi – see on teine ​​tihedalt asustatud piirkond, mis on vulkaanipursetest tugevalt mõjutatud. Kahest küljest ümbritsevad Kagu-Aasiat väga aktiivsed vulkaanilised kaared - Filipiinide ja Sumatra-Jaava kaared, kus lisaks tuhale ja CO 2 -le eraldub ka palju väävlit, mis atmosfääris oksüdeerudes muudab vihma happeline. See lahjendatud väävelhape on korduvalt põhjustanud põllukultuuridele korvamatut kahju. Ja kui nad kirjutavad tööstustegevusega seotud happevihmadest, on need kõik pisiasjad võrreldes vulkaaniliste põhjustega.

Inimene ei suuda vulkaanilist tegevust kuidagi mõjutada, küll aga saame oma prognoose täpsustada ja parandada. Venemaal teevad selliseid prognoose väga vähesed – Kamtšatka on kaugel ja seal toimuv on meie pealinnade jaoks tähtsusetu. Kuid tegelikult võib nendel pursetel olla ülemaailmne mõju. Kordan, kui tuhka visatakse stratosfääri, võib see kliimale kaasa tuua suuremaid tagajärgi. Seetõttu on vaja tegeleda vulkanismi prognoosiga

Bibliograafia

1. http://forum.lightray.ru

2. http://ipcc-ddc.cru.uea.ac.uk

http://www.grida.no

http://www.inesnet.ru/

5. Avdeiko G.P., Popruzhenko S.V., Paluuva A.A. Kuriili-Kamtšatka saarekaaresüsteemi tektooniline areng ja vulkaanitektooniline tsoneerimine. - Omsk: Omski Riikliku Põllumajandusülikooli kirjastus, 2007. - 270 lk.

Aprelkov S.E., Smirnov L.M., Olšanskaja O.N. Kesk-Kamtšatka depressiooni anomaalse gravitatsioonivööndi olemus. - M.: Gardarika, 2008. - 368 lk.

Aprodov V.A. Vulkaanid. - Rostov n/d.: Phoenix, 2007. - 384 lk.

9. Blutgen I. Kliimade geograafia. - M.: GEOTAR Media, 2007. - 640 lk.

Vitvitsky G.N. Maa kliima tsoneerimine. - M: Haridus, 2008. - 32 lk.

11. Vlodavets V.I. Maa vulkaanid. - M.: Haridus, 2008. - 243 lk.

12. Guštšenko I.I. Vulkaanipursked üle maailma. - M.: Infra - M, 2008. - 106 lk.

13. Kliima kõikumised viimasel aastatuhandel. - M.: Haridus, 2007. - 208 lk.

14. Kuznetsov S.D., Markin Yu.P. Atmosfääri seisund. - M.: Infra - M, 2008. - 406 lk.

Lebedinsky V.I. Vulkaanid ja inimesed [Elektrooniline ressurss] – Juurdepääsurežiim: www.priroda.su

Leggett D., Walsh M., Kipin B., Globaalne soojenemine. - Perm, 2009. - 212 lk.

Livtšak I.F., Voronov Yu.V., Strelkov E.V. Vulkanismi mõju kliimamuutustele. - M.: VLADOS, 2008. - 156 lk.

McDonald G.A. Vulkaanid. - Peterburi: Lan, 2009. - 218 lk.

19. Marakushev A.A. Maa vulkanism. - M.: Haridus, 2006 - 255 lk.

20. Markovitš D.Zh. Sotsiaalökoloogia. - M.: Haridus, 2006. - 208 lk.

21. Markhinin E.K. Vulkanism. Haridus, 2008. - 243 lk.

22. Marchuk G.I. Teadusliku uurimistöö horisondid. - M.: Infra - M, 2008. - 664 lk.

Melekestsev I.V. Vulkanism ja reljeefi teke // Tomski Riikliku Ülikooli bülletään. - 2008. - nr 317. - lk 264-269.

Miller T. Kiirusta planeeti päästma. - M.: "ASV", 2008. - 227 lk.

Mihhailov L.A., Kaasaegse loodusteaduse kontseptsioonid. - M.: Haridus, 2006. - 163 lk.

26. Nebel B. Keskkonnateadus. Maailm toimib nii: 2 köites - M: Phoenix, 2007. - 326 lk.

Odum Yu. Globaalne kliimamuutus. - M.: Ülikooli õpik, 2009. - 390 lk.

Papenov K.V. Vulkaanid ja vulkanism. - M.: Akadeemia, 2007. - 421 lk.

29. Pogosyan Kh.P. Atmosfääri üldine tsirkulatsioon. - M.: Phoenix, 2006. - 112 lk.

Ritman A. Vulkaanid ja nende tegevus // Maa ja universum nr 1. - 2009. - lk. 23-27

Stadnitsky G.V., Rodinov A.I. Ökoloogia. - M.: UNITY-DANA, 2008. - 218 lk.

Taziev G. Vulkaanid. - M.: Gardarika, 2009. - 225 lk.

Warner S. Õhusaaste, allikad ja kontroll. - M.: Ballas, 2006. - 196 lk.

34. Fedortšenko V.I., Abdurakhmanov A.I., Rodionova R.I. Vulkanism // Geograafia: teaduse ja hariduse probleemid. - nr 34. - 2009. - lk. 12-18.

35. Franz Schebek. Variatsioonid ühe planeedi teemal. - M.: Haridus, 2008. - 230 lk.

Fairbridge R. Earth Sciences: Carbonate Rocks (2 köites). T.1: Genesis, levik, klassifikatsioon. T.2: Füüsikalis-keemilised omadused ja uurimismeetodid. Per. inglise keelest T. 1.2 (R. Fairbridge (2006)). - 216 lk.

37. Khromov S.P., Petrosyants M.A. Meteoroloogia ja klimatoloogia. - M.: Vlados, 2008. - 283 lk.

Energia, loodus ja kliima / V.V. Klimenko jt - Peterburi: Lan, 2008. - 208 lk.

Yusorin Yu.S. Vulkanism. - M.: VLADOS, 2008. - 156 lk.

Yasamanov N.A. Maa iidsed kliimad. - M.: Akadeemia, 2009. - 160 lk.

MOSKVA, 24. oktoober – RIA Novosti. Ajakirjas Nature Communications avaldatud artikli kohaselt vulkaanipursked mitte ainult ei jahuta planeeti, paiskades õhku tohutul hulgal aerosoole, vaid põhjustavad ka liustike kiiremat sulamist nende samade kataklüsmide ajal õhku paisatavate tohutute tuha masside tõttu.

"Me kõik teame, et tume lumi ja jää sulavad kiiremini kui nende valged vasted; see kõik on väga lihtne ja ilmne asi isegi lapse jaoks. Kuid teisest küljest pole keegi varem suutnud näidata, et vulkaani- ja vulkaanipuhangutest on tekkinud. jää kiire sulamise episoodid olid minevikus omavahel seotud," ütles Francesco Muschitiello Columbia ülikoolist (USA).

Teadlased: vulkaanid on kliimat kontrollinud viimase 2,5 tuhande aasta jooksulKlimatoloogid analüüsisid inimtsivilisatsiooni eksisteerimise ajal toimunud kliimakõikumisi ja jõudsid järeldusele, et viimase 2,5 tuhande aasta jooksul on temperatuuride tõusu ja järsu languse peamiseks põhjuseks vulkaanipursked.

Tänapäeval peetakse Maa vulkaane meie planeedi kliima üheks peamiseks "juhiks". Need võivad kas tõsta temperatuuri selle pinnal, eraldades tohutul hulgal süsinikdioksiidi ja muid kasvuhoonegaase, või alandada seda, täites Maa atmosfääri tuhaosakeste ja aerosoolide mikrotilkadega, mis peegeldavad Päikese kiiri ja soojust.

Inimkond on oma lühikese eksisteerimisaja jooksul juba mitu sellist katastroofi läbi elanud. Näiteks Toba supervulkaani purse, mis toimus umbes 70 tuhat aastat tagasi, viis mitmeks aastaks "vulkaanilise talve" alguseni ja inimeste peaaegu täieliku kadumiseni. Selle väiksemad kolleegid, Tambora saare plahvatus 1815. aastal ja tohutu vulkaanipurse Lõuna-Ameerikas aastal 530 pKr, põhjustasid laialdase näljahäda ja katku puhanguid.

Muschitiello ja tema kolleegid leidsid, et vulkaanidel on kliimale segane mõju, põhjustades nii jää sulamist kui ka "vulkaanilise talve", uurides kuiva Balti jääjärve põhjas tekkinud muda ladestusi. See oli suur ajutine veehoidla, mis kattis suvel jääajal märkimisväärse osa tänapäevasest Skandinaaviast, mil liustike sulavesi hakkas tulevase Läänemere basseini voolama.

Vulkaan kliimast: kas soojenemist on võimalik ühe päevaga "tühistada".Kas keegi on Krakatoale "globaalses jahenemises" ette heitnud? Ja kui palju mõjutavad vulkaanid Maa kliimat? Sellest rääkis RIA Novostile Voeikovi geofüüsikalise peaobservatooriumi vanemteadur Andrey Kiselev.

See järv tekkis geoloogide praeguste hinnangute kohaselt umbes 12 tuhat aastat tagasi, jääaja lõpus. ja see eksisteeris mitu tuhat aastat, kogudes selle põhja vulkaanilist tuhka, õietolmu ja muid orgaanilise aine tükke, mis võisid palju rääkida ajastu kliimast, mil need tekkisid.

Antud juhul ei huvitanud klimatolooge mitte sisu, vaid selle põhjasetete välimus. Nende paksus, nagu teadlased selgitavad, on omamoodi puurõngaste analoog – mida laiem on iga mudakiht, seda rohkem oleks pidanud taanduvate liustike nõlvadelt järve voolama vett.

© RIA Novosti illustratsioon. Alina Poljanina

© RIA Novosti illustratsioon. Alina Poljanina

See Läänemere järve põhja omadus on aidanud teadlastel mõista vulkaanide rolli selle tekkes ja täitumisel, võrreldes mudakihtide paksuse muutusi sellega, milliseid "vulkaanilisi" aineid leiti Gröönimaal samal ajastul tekkinud jääladestustest. .

See võrdlus näitas vastupidiselt teadlaste ootustele üsna kummalist pilti. Suures koguses aerosoole atmosfääri paisanud vulkaanipursete käigus liustiku sulamise kiirus ei langenud, vaid suurenes või jäi samaks, hoolimata sellest, et sellised emissioonid langetasid kogu Skandinaavias keskmist temperatuuri 3,5 kraadi Celsiuse järgi.

Teadlased: jäätumise algus varises Bütsantsi kokku ja lõi kalifaadiKolmest vulkaanipurskest koosnev jada 6. sajandil pKr ja sellega seotud jäätumise ajastu põhjustasid Bütsantsi allakäigu esimese aastatuhande lõpus ning aitasid kaasa esimese araabia kalifaadi loomisele ja peaaegu kõigi Araabia endiste valduste vallutamisele. roomlased.

Liustike sellise anomaalse käitumise põhjuseks oli artikli autorite sõnul vulkaaniline tuhk – isegi väikesed selle kogused võivad klimatoloogide hinnangul vähendada jää peegelduvust 15-20%, mis suurendaks oluliselt jää soojenemist. liustikke Päikese valguse ja soojuse toimel ning kiirendavad nende sulamist.

Üks neist pursetest, nagu teadlased oletavad, võib järsult kiirendada vee kogunemise kiirust Läänemere järves, mis tõi kaasa kanali moodustumise maailma ookeanide ja selle veehoidla vahel ning Läänemere sünni.

Kõik see viitab Muschitiello sõnul sellele, et vulkaanidel võis jääaja lõppemisel olla palju suurem roll, kui teadlased praegu arvavad, ja et nende heitmed mõjutavad kliimat seniarvatust ebaselgemalt.

Vulkaanid purskavad erineval viisil. Mõnest voolavad vedela basaltlaava jõed, teised paiskavad välja kuuma vulkaanilise tuha pilvi ja pimsskivikilde, teised tulistavad vulkaanipomme - külmunud laava ja tefrat (kivistunud tuhk) ning teised plahvatavad nii, et kivitükid lendavad kümnete kilomeetrite kaugusele. . Ja on neid, kes teevad seda kõike korraga; nad on kõige ohtlikumad.

Talv... tuhat aastat
Teadlased on pikka aega uurinud maakoore vulkaanilist aktiivsust. Nad leidsid isegi vulkaanipursete tugevuse klassifitseerimise kriteeriumi – vulkaanilise plahvatusindeksi (VEI). Näiteks on teada, et võimas purse toimus umbes 600 tuhat aastat tagasi. Põhja-Ameerika läänerannikul asuv Yellowstone'i supervulkaan paiskas atmosfääri üle 2,5 tuhande kuupkilomeetri tuhka. Pärast purset jäi järele kraater-kaldeera mõõtmetega 55 x 72 kilomeetrit. On täiesti võimalik, et see purse mõjutas Pithecanthropuse DNA-d nii palju, et tekkis mutatsioon - neandertallased, kellest said inimeste esivanemad. Ja umbes 70 tuhat aastat tagasi toimus tänapäeval teadusele kõige hävitavam purse - Sumatra saarel asuv Toba vulkaan "rääkis". Katalüsmi tagajärjel paiskus atmosfääri koletu väävli eraldumine, planeedi ümbritsesid mürgised pilved ja Maal valitses tuhat aastat tõeline talv. Esimesel kümnendil olid mürgised väävlivihmad, mis tapsid kõik elusolendid. Pilved katsid Maad Päikese eest ja planeedi kliima muutus järsult külmemaks. Seda katastroofi ei elanud üle paljud taimestiku ja loomastiku esindajad ning meie esivanemate arv vähenes vaid mõne tuhande inimeseni.

Hiljuti (teadlaste standardite järgi) - kõigest umbes 27 tuhat aastat tagasi - toimus Uus-Meremaal Taupo (Oruanui) vulkaani suur purse. Selle ventilatsiooniavast paiskus atmosfääri enam kui tuhat kuupkilomeetrit tuhka ja tefrat ning ava ise laienes nii palju, et hiljem tekkis sellesse kohta hiiglaslik 44 kilomeetri pikkune ja ligi 200 meetri sügavune järv. Vulkaanipurske skaala (VEI) järgi antakse sellele loodussündmusele kõrgeim hinnang – 8 punkti. Pool Uus-Meremaa territooriumist katvat Põhjasaart kattis 200 meetri paksune tefra kiht. Vaevalt, et siin on midagi elavat.

Kurjakuulutav Krakatoa
Vulkaanid mõjutasid jätkuvalt planeedi kliimat ja rikkusid meie esivanemate elusid. 6. sajandil ilmus Indoneesias asuv noor vulkaan Krakatoa looduslike häiringute areenile. Selle suu, mis koosneb paljudest kivistunud laava kihtidest, on suunatud rangelt ülespoole ja on võimeline tuhka ja tefrat suurele kõrgusele paiskama. Vulkaanipurse aastal 535 pKr. saastas atmosfääri nii palju, et toimusid globaalsed kliimamuutused, maakoores tekkis hiiglaslik lõhe ja tekkis kaks uut saart – Sumatra ja Java.
Kuid Krakatoa ei jäänud sellele puhkama ja ärkas 1883. aastal uuesti, paiskas välja tuhasamba kolmekümne kilomeetri kõrgusele ja hävitas saare, millel see asus. Ookeani vesi valati kuuma maisesse lõhesse, mille tulemuseks oli koletu plahvatus. Tõusnud kolmekümnemeetrine laine uhus saartelt ookeani umbes kolmsada linna ja küla, tappes 35 tuhat inimest. Vulkaani kuum sisu hajus laiali 500 kilomeetri raadiuses. Purske jõud, mis võrdub kuue punktiga VEI skaalal, oli tuhandeid kordi suurem kui Hiroshimale heidetud aatomipommi plahvatuse jõud. Õhulaine tiirles mitu korda ümber planeedi. 150 kilomeetri kaugusel Indoneesia pealinnas Jakartas rebis see majadelt katuseid ja hingedelt uksi.
Mitu aastat keerlesid ookeani kohal tolmu- ja tuhapilved. Krakatoast endast on jäänud kolm väikest saart. Näib, et selle ajaloole võiks punkti panna, kuid vulkaan osutus üllatavalt sitkeks. Seismiline aktiivsus selles piirkonnas ei raugenud. Purske kohas tekkisid uued õhuavad või uhus need minema ookeani poolt, mida teadlased nimetasid Anak-Krakatoaks (Kraktoa laps). Esimene selline “beebi” ilmus 1933. aastal ja jõudis 67 meetri kõrgusele, teine ​​1960. aastal ja täna vaatab kuues “laps” oma ümbrust 813 meetri kõrguselt. "The Kid" tunneb end suurepäraselt ja riigi valitsus hakkab muretsema saarte elanikkonna tuleviku pärast. On juba otsustatud - kahjutult - asuda elama "hällist" mitte lähemal kui kolm kilomeetrit.

Katastroofilised tagajärjed
Kuid mitte ainult lõunapoolsed riigid ei saa kiidelda vulkaanidega, mis kirjutasid inimkonna ajaloo. Island andis oma panuse ka Maa kliima kujundamisse. Ja kõik tänu Luckyle. See nn kilpvulkaan, mille nõlvad tekivad üksteise peale kihistunud jäätunud laavavooludest, koosneb enam kui sajast kraatrist. Nende tuulutusavad ulatuvad 800 meetri kõrgusele saare lõunaosas asuvat Skaftafelli rahvusparki ristuva seljandiku kujul 25 kilomeetrit. Harja keskel asub Grimsvotni vulkaan. Laki ja Grímsvötn olid need, mis aastatel 1783–1784 toimunud pursete ajal valati kaheksa kuu jooksul välja uskumatult palju laavat, moodustades 130 kilomeetri pikkuse tulise jõe. Purskega kaasnes mürgiste gaaside eraldumine, mille tagajärjel hukkusid pooled saare kariloomadest. Tuhk kattis karjamaad ja laava sulatas liustikud, ujutades saare veega üle. Üleujutuse ja sellele järgnenud näljahäda tagajärjel suri iga viies Islandi elanik. Tuhapilved hajusid üle põhjapoolkera, põhjustades külmahoo, mis tõi Euroopas kaasa viljakadu ja näljahäda.
Veelgi tõsisemad tagajärjed olid Tambora mäe purske tõttu Sumbawa saarel (Malaisia ​​saarestik) 1815. aastal. Vulkaan asub nn subduktsioonivööndis, kui maakoore serv on keemisvahevöösse uppunud. Seismilise aktiivsuse perioodidel rehitseb laava selle servaga nagu lusikaga üles ja surutakse tohutu rõhu all maapinnale. Kui selles kohas on vähemalt üks looduslik käik, tormab laava selle kaudu pinnale. Tambora 7-magnituudine purse oli üks hävitavamaid inimkonna ajaloos. Sellesse suri üle seitsmekümne tuhande inimese. Saare elanikud surid pursele järgnenud näljast ja haigustest peaaegu täielikult välja, viies hauda kaasa ainulaadse tambori keele. Planeedile saabus vulkaaniline talv, mis tõi 1816. aastal Euroopas kaasa katastroofilise viljaikalduse, näljahäda ja elanikkonna massilise väljarände Ameerikasse.

Tuld hingav Kamtšatka
Kuigi Venemaa pole lõunamaa, on ka meil, millega uhkustada. Kuulus Bezõmjannõi vulkaan asub Kamtšatka poolsaare idaosas. Neid on Kamtšatkal umbes tuhat, erineva kujuga ja erinevates tegevusfaasides - "uinuvast" kuni aktiivseni. Näiteks 4750 meetri kõrgune Kljutševskaja Sopka on Euraasia kõrgeim aktiivne vulkaan. Eelmise sajandi alguses oli Bezõmjannõi kõrgus 3075 meetrit. Kuid 1956. aasta purse tulemusena lühenes selle tipp peaaegu kahesaja meetri võrra. Kummalisel kombel ei saanud purse ajal, vaatamata selle hirmuäratavale jõule, keegi vigastada. Esmalt raputasid vulkaani kuus kuud krambid, millega kaasnesid väiksemad tuhaheited ja laavapritsmed ning seejärel 30. märtsil lihtsalt plahvatas, paisates 300 kraadini kuumenenud tefrapilved 35 kilomeetri kõrgusele. Ja idanõlval haigutavast hiiglaslikust august voolasid välja tohutud tulise laava ojad. Kuum tuhk sulatas lume - ja mudavoolud tormasid mööda jõesänge, pühkides minema kõik, mis nende teel oli, milles tohutud rahnud olid segunenud väljajuuritud puude tüvedega. Bezõmjannõi lähedal asuvat Kljutši küla katsid tuhapilved ja selle töölt naasnud elanikud olid sunnitud peaaegu puudutusega oma kodu otsima. Käed väljasirutatud ja üksteise vastu põrganud, rändasid nad hoonest hoonesse, püüdes pilkases pimeduses vähemalt midagi näha. Kuid Suurbritannia elanikud võisid peagi imetleda ebaharilikult kauneid päikeseloojanguid, mille põhjustas nimetu heidete tagajärjel tekkinud õhusaaste.