. Що буде, якщо настане глобальне потепління? Виверження 1452 р.

Змінити розмір тексту: A A

Як свідчать останні дані, починаючи з 2015 року внаслідок глобальної зміни клімату, супервулкани почали раптово прокидатися по всій планеті. На нашій планеті, як на суші, так і під водою є безліч супервулканів, виверження яких можуть призвести до серйозних наслідків.

Супервулкан є чашоподібною западиною, яка називається кальдерою, що утворилася внаслідок обвалення породи після великомасштатного виверження даного вулкана в минулому. На відміну від звичайних вулканів – супервулкани не вивергаються, а вибухають. І за потужністю виверження супервулкану перевершує звичайні вулкани у багато тисяч разів.

Внаслідок дії супервулканів у минулому наступали неминучі кліматичні зміни, адже до навколишнього простору потрапляло понад 1 000 000 000 000 вулканічної речовини, що призводило до зміни хімічного складу в атмосфері, а також перешкоджало проникненню сонячного світла. Це неодноразово ставало причиною глобального похолодання та вимирання тварин і рослин.

7 НАЙБІЛЬШИХ СУПЕРВУЛКАНІВ НА ЗЕМЛІ

Сьогодні відомо про 20 найбільших супервулканів, які знаходяться в різних точках нашої планети.

Найбільшими з них є:

Кальдера Єллоустоун, Північна Америка

Кальдера Айра, Японія

Кальдера Тоба, Індонезія Суматра

Кальдера Лонг-Веллі, штат Каліфорнія, США

Вулкан Таупо, Північний острів, Нова Зеландія

Кальдера Веллес, Нью-Мексико, США

Кальдера Кампі-Флегрей, Італія

Починаючи з 2015 року, почалася активізація супервулканів, які «спали» по кілька тисяч, а то й мільйонів років.

Крім того, виявляють ознаки активності та інші вулкани:

У грудні 2018 року відбулося виверження вулкана КРАКАТАУ АНАК-КРАКАТАУ, ІНДОНЕЗІЯ.

У березні 2017 р. вулкан САБАНКА, ПЕРУ вибухнув 36 разів на день.

ЕОЛІЙСЬКІ ОСТРОВИ, ІТАЛІЯ.

У січні 2019 р. спалахнув вулкан МАНАМ, ПАПУА-НОВА ГВІНЕЯ.

У березні 2019 р. відбулося виверження мексиканського вулкану ПОПОКАТЕПЕТЛЬ.

3 липня 2019 року відбулося потужне виверження вулкана Стромболі, що знаходиться на однойменному італійському острові.

І це далеко не всі випадки виверження вулканів, які сталися на планеті лише за 8 останніх місяців (грудень 2018 – липень 2019). Що є причиною такої високої вулканічної активності, і що чекає на нашу планету в найближчому майбутньому?

ЗЕМЛЕТРЯСИ - СПУСКОВИЙ ГАЧОК ДЛЯ ВИВЕРЖЕННЯ ВУЛКАНІВ

Землетруси та виверження вулканів взаємопов'язані. Це можна помітити, якщо звернути увагу на карти вулканічної та сейсмічної активності – як правило, вони практично повністю збігаються. Що цікаво, і ті, й інші найчастіше відбуваються на межі стику тектонічних плит. Землетруси - це, по суті, скидання напруги, коли одна плита занурюється під другу або відбувається їхнє розширення. Уздовж усіх меж тектонічних плит знаходиться магма, яка, піднімаючись до поверхні, формує вулкани. Рухи магми всередині вулканів також можуть стати причиною землетрусів, так само як і рух схилів вулканічної породи і плит, розташованих під ними.

11 березня 2011 року в Японії стався потужний землетрус магнітудою 9.0 балів, який спричинив цунамі. Це був найбільший за потужністю землетрус за всю історію спостережень, який увійшов до десятки найбільших природних катастроф не лише на Японському архіпелазі, а й у світі. За оцінкою експертів, землетруси такого рівня відбуваються не частіше ніж один раз на 600 років. Внаслідок землетрусу сталася тяжка аварія на АЕС «ФУКУСИМА -1».

Крім того, дані, зафіксовані супутником після події засвідчили, що острів Хонсю, а точніше його східне узбережжя, змістилося на 2,5 м на схід. У той же час півострів Осіка, розташований на північному сході Хонсю, також перемістився на 5,3 м у південно-східному напрямку та опустився на 1,2 м.

У науковому середовищі це явище викликало великі побоювання, адже наслідки змін: затоплена територія та усунення виявилися значно більшими за попередні розрахунки. І ця катастрофа показала, наскільки сучасний науковий світ не підготовлений до таких подій. Тим більше, що це трапилося в Японії – одній з найбільш високорозвинених та передових з технічного розвитку країн. Але, водночас, землетрус показав, що це спільне лихо для всього людства, що може призвести до серйозних наслідків у межах однієї країни, а й усього світу загалом.

Насправді в зонах субдукції активізувалася Тихоокеанська літосферна плита, і це стало індикатором того, що наростає нова фаза сейсмічної активності, яка пов'язана із прискоренням руху цієї плити. Відбулося це внаслідок широкомасштабних змін вікових магнітних варіацій на Японському архіпелазі за рахунок усунення геомагнітних полюсів, розташованих у Східному Сибіру та Тихому океані. І насамперед на це вплинули не техногенні, а космічні чинники.

Вчені, які проводили аналіз стихійного лиха, встановили, що перед початком землетрусу з'явилися аномалії магнітного поля. У той же час, були висунуті припущення про те, що тектонічна напруга в «зонах, що не спрацювали», перебуватиме на критичному рівні. І у 2015 році мала статися серія катастрофічних землетрусів, магнітудою понад 8.0 балів. Це могло призвести до найсерйозніших наслідків з огляду на те, що на території країни знаходиться велика кількість АЕС, а також супервулкан Айра.

СУПЕРВУЛКАН АЙРА

З 2013 року наукові групи Міжнародного громадського руху «АЛЛАТРА» почали займатися дослідженням вулканології, що було пов'язано із необхідністю вивчення викидів нейтрино та септонного поля, а також пошуком нових методів прогнозування. Спостерігаючи за поведінкою нейтрино, які виходять з надр, вченими було виявлено, що в так званих «осередкових» зонах планети є підвищене випромінювання нейтрино. А це свідчить про те, що процеси, що відбуваються в надрах, починають набувати незворотного характеру.

І найбільше вчених насторожує той факт, що тут сконцентровано понад 7% усіх вулканів нашої планети. А найбільшу небезпеку становить сьогодні супервулкан Айра, який, у зв'язку з активністю вулканів даної кальдери і небезпекою землетрусів на Японському архіпелазі, представляє дуже велику небезпеку.

Міжнародна група вчених «АЛЛАТРА», яка займається новим напрямом кліматичного інжинірингу, також проводила дослідження на території Японського архіпелагу. Фахівцями було зафіксовано нетипове зменшення радіаційного фону, відносна стабільність у цьому районі завдяки активації компенсаторних механізмів, що розряджають напругу стиснення, за рахунок перерозподілу на безліч дрібних землетрусів. Адже землетрус, що стався біля Японських берегів у 2011 році, за всіма прогнозами, міг стати причиною виверження супервулкану Айра, проте поки що цього не сталося.

Природно, це поки що тільки перші дослідження в галузі вулканології та поведінки септонного поля та нейтрино. І цей напрям науки, що динамічно розвивається, дозволяє вивчити механізми і пов'язані з ними ризики, які можуть породжувати такі небезпечні явища, як виверження вулканів. І найголовніше, що це дозволить у майбутньому отримувати інформацію про небезпеку вулканічної активності у будь-якому регіоні дистанційно, безпечно та задовго до майбутньої події, а також використовувати адаптивні механізми для зменшення чи усунення наслідків дії вулканічної активності.

Перші обнадійливі результати такого рівня були отримані внаслідок спостереження за кальдерою Айра. Дослідження, які проводилися з 2013 року, свідчать про те, що адаптивні механізми здатні блокувати небажані наслідки, що створюють умови для небезпечного розвитку подій.

Також, у процесі вивчення, виявилася величезна роль космічних факторів, що впливають на активізацію змін усередині планети, про що і говорять такі явища, як напруга септонного поля та нейтринне випромінювання. Принцип роботи адаптивних механізмів ґрунтується на отриманні зворотного зв'язку: при відповіді на внутрішню чи зовнішню зміну - вони стимулюють езоосмічний поштовх, який створює умови для активної та адекватної протидії, рівної за силою активації на езоосмічному рівні. І подібна стимуляція відбувається доти, доки врівноважуються ендогенні та екзогенні сили, які і провокують виникнення таких явищ, як виверження вулканів та землетруси.

Адаптивні механізми мають можливість підтримувати відносний рівень безпеки, незважаючи на постійну мінливість та нестійкість даного середовища.

Але наскільки довгостроковим може бути цей проект? І чи єдина це небезпека, яка загрожує людству?

ЄЛЛОУСТОУН

Йєллоустоун - один з найбільших супервулканів. Ширина кальдери досягає багатьох кілометрів, і розмір кальдери визначає, наскільки руйнівними можуть бути наслідки виверження супервулкану.

Сьогодні Єллоустоун більше відомий, як заповідник, розташований на території 3-х штатів - Вайомінг, Айдахо і Монтана. Йеллоустоун (в пров. жовтий камінь), назву свою отримав через велику кількість в ньому жовтих скелястих каньйонів. У самому центрі розташоване одне з найбільших високогірних озер у Північній Америці, воно знаходиться на висоті 2356 м.

У парку є 450 з 970 відомих на сьогоднішній день гейзерів. Також заповідник привертає увагу мальовничими ландшафтами і багатим тваринно-рослинним світом. У ньому багато водоспадів, що знаходяться неподалік гранд-каньону.

Але Йєллоустоун - це не тільки красивий заповідник і прекрасні краєвиди. Насамперед - це діючий супервулкан, який входить до активної фази. Кальдера Єллоустоун утворилася понад 600 тис. років внаслідок масштабного виверження вулкана. На глибині 8 км під кальдерою знаходиться величезна магматична камера, а нижче розташований магматичний резервуар, що в 4 рази перевищує об'єм камери. Площа вулкана Єллоустоун складає близько 4000 км2.

Починаючи з 80-х років минулого століття, вчені почали фіксувати в кальдері підземні поштовхи, магнітудою до 3.0 балів. 16 березня 1992 року стався великий землетрус, магнітудою 4,1 бала. Починаючи з 2013 року кількість землетрусів різко зросла, гіпоцентр став все ближче і ближче розташовуватися до земної поверхні. На липень-серпень 2018 року припав пік землетрусів у Єллоустоуні.

З 1985 по 2015 рік щорічно реєструвалося від 1,5 до 2 тисяч землетрусів. За липень 2017 року тут стався 1171 землетрус, за серпень – 1029, лютий 2018 року – 596. Гіпоцентр усіх цих землетрусів знаходився на рекордно невеликій глибині – від 12 до 1,7 км. І це може говорити, що магма піднімається до поверхні.

Якщо вулкан набуде чинності, то в атмосферу і навіть стратосферу може бути викинуто до 2,5 тисячі м3 вулканічної речовини. Це знищить все живе радіусі тисяч кілометрів.

Ще однією ознакою того, що супервулкан може прокинутися, свідчить про те, що активність гейзерів за 2018 рік значно зросла. Поява гейзерів пов'язані з процесами, які у магмі та його активізація може свідчити про посилення вулканічної активності. Так, найвищий гейзер Стімбоат за рік вивергався 33 (!) рази, що стало рекордом за останні 30 років. Крім того, якщо раніше тривалість виверження гейзера становила не більше 30 хвилин, одне з останніх вивержень тривало 1,5 години!

Також дані, отримані Міністерством водних ресурсів, свідчать про те, що температура річок, що протікають поряд з парком Йеллоустоун, піднялася на 10 градусів. І сталося це у лютому, що дуже насторожує, адже це не можна назвати природним.

АЙРА І ЙЕЛЛОУСТОУН - ЯК ВОНИ ПОВ'ЯЗАНІ?

Під час спостереження за супервулканами було встановлено, що є тісний зв'язок між процесами, що відбуваються в кальдері Айра та кальдері Йеллоустоун, навіть незважаючи на те, що між ними лежить тихоокеанська плита.

Вчені виявили, що процеси, що відбуваються у надрах планети, часто взаємопов'язані і навіть взаємозумовлені. Про це свідчить і те, що напруга септонного поля та нейтринне випромінювання, незважаючи на адаптивні механізми, активовані в районі супервулкану Айри, залишалися на одному рівні.

Це говорить про те, що в надрах Землі накопичується енергія, яка може спровокувати загальнопланетарну катастрофу, і вона відбудеться в найближчі десятиліття. Але якщо одночасно прийдуть у дію одразу два супервулкани – Йєллоустоун та Айра – це може повністю знищити людську цивілізацію.

Після приведення в дію адаптивних механізмів, сейсмічна активність у кальдері Айра та кальдері Йеллоустоун перебувала на одному рівні. Природно, вплив адаптивних механізмів, які були розроблені на основі СКОЛЬНОЇ ФІЗИКИ АЛАТРА, і які відкривають таємницю глибинних джерел Землі, дуже важливий у період наростання глобальних кліматичних змін.

При розвитку споконвічної фізики Аллатра цілком реально навчитися контролювати природні процеси вже сьогодні. Звичайно ж, адаптивні механізми - це тимчасовий захід. Уникнути змін, пов'язаних із процесами, що відбуваються у гідросфері, літосфері, атмосфері не вдасться. Спостерігаючи за нетиповою поведінкою нейтрино, фахівці дійшли невтішних висновків.

З ймовірністю 70% у найближчі 10 років, внаслідок великих вивержень, Японський архіпелаг може бути знищений. Імовірність того, що це відбудеться у найближчі 18 років, становить 99%!

Але враховуючи наростання кліматичних змін, підвищену вулканічну активність та космічні чинники – це може статися будь-якої миті. Особливу тривогу це викликає оскільки у цій території проживають мільйони людей. І вже сьогодні потрібно об'єднуватись та вирішувати цю проблему, щоб встигнути врятувати життя 127 мільйонів людей, перемістивши їх у безпечні місця проживання.

Підрозділ науки, що стосується вивчення вулканічної активності - досить молодий і поки що мало вивчений. Для його якнайшвидшого розвитку потрібно залучення великої кількості фахівців з різних наукових областей. І насамперед це мають бути люди, які абсолютно безкорисливо, у вільний від роботи час могли б займатися вивченням вулканології, для збереження нашої планети, а не заради заробітку чи здобуття вищих наукових ступенів та посад.

ПІВНІЧНОАМЕРИКАНСЬКА ЛІТОСФЕРНА ПЛИТА НЕ Є ЦІЛІСНОЮ

При вивченні нового напряму в геоінжинірингу було виявлено, що є конкретна невідповідність між тими даними, що надаються громадськості та тим, що відбувається насправді. Наприклад, у Північно-Американській літосферній плиті формується континентальний розлом, який фактично розділить територію США на дві частини. І з урахуванням того, що напруга вздовж лінії розлому зростає з кожним днем, неможливо передбачити, коли трапиться ця катастрофа…

4 липня 2019 року в Південній Каліфорнії стався землетрус, магнітуда якого склала 6,4 бала, а вже через добу стався ще один землетрус, магнітудою 7,1 бала, який став найбільшим за останні 20 років. Каліфорнійський землетрус спричинив серію з 1,4 тисяч підземних поштовхів, що ще більше насторожило сейсмологів, оскільки гіпоцентр обох землетрусів знаходився в районі розлому Сан-Андреас, де Північноамериканська плита стикається з Тихоокеанською. Як стверджує офіційна інформація у ЗМІ, землетруси сталися внаслідок того, що ці дві плити почали стикатися і тертися одна об одну.

І незважаючи на те, що в Каліфорнії постійно відбуваються невеликі землетруси, в середньому близько 3-х разів на день, не всі їх небезпечні і навіть дещо звичні для даного регіону. Однак є й ті з них, які становлять серйозну небезпеку, тому необхідно пам'ятати про те, що тут у будь-який момент може статися землетрус, який спричинить великі руйнування. І щоразу, зі збільшенням невеликих землетрусів, з'являється ймовірність того, що виникне сильніший і руйнівний землетрус. У будь-якому випадку в історії є випадки, коли сильні землетруси траплялися після поштовхів невеликої сили.

Кількість землетрусу в Каліфорнії раніше досягала близько 400 на рік, проте 4 липня лише за один день сталося більше 100 землетрусів, що говорять про збільшення частоти землетрусів в даному регіоні. І це є ознакою потужного землетрусу, що насувається, який може статися в будь-який момент.

За перший тиждень липня було зафіксовано понад 10000 землетрусів, Південну Каліфорнію землетруси трясуть фактично щохвилини, і більшість із них відбуваються біля розлому Сан-Андреас. Враховуючи, що відстань від епіцентру землетрусів до супервулкану Єллоустон складає всього пару сотень кілометрів, це викликає серйозні побоювання початку виверження. Хоча вчені на даний момент заперечують таку можливість, називаючи каліфорнійські землетруси афтершоками, проте геологічна служба США не заперечує той факт, що цей прогноз може змінитися, якщо станеться сильніший землетрус, який зрушить плити біля Єллоустона.

ВИХІД Є!

Останні розробки в галузі кліматології дозволяють досить точно визначити «проблемне місце», яке в найближчому майбутньому може спричинити незворотні наслідки як для окремого регіону, так і для всієї планети в цілому через глобальні кліматичні зміни.

Нові розробки в галузі геоінжинірингу відкривають широкі можливості для моніторингу за кліматом та багатофакторного аналізу ходу подальшого розвитку подій, пов'язаних із кліматичними змінами.

Це дозволяє знайти та запустити компенсаторні природні механізми, які спрямовані на зміну кліматичних умов та запобігання їх наслідкам.

На сьогоднішній день у цьому напрямі ведуться активні дослідження, які мають твердий науковий ґрунт та практичне підтвердження. І первинна стадія розробки цього напряму вже дає серйозні стабільні результати.

Але для того, щоб почати активно застосовувати передові розробки, необхідно вже зараз почати глобально змінювати цінності та пріоритети всього суспільства в цілому, інакше вони будуть узурповані в руках правлячої еліти для ще більшого закріпачення людей.

Тільки об'єднавшись на духовно-моральній основі, ми зможемо створити новий формат суспільства, де людяність, доброта, взаємодопомога та совість домінуватимуть у людині, незважаючи на національність, віросповідання, соціальний статус та інші умови, штучно створені для поділу суспільства.

ЩО МИ МОЖЕМО ЗРОБИТИ ВЖЕ ЗАРАЗ?

11 травня 2019 року на платформі міжнародного громадського руху “АЛЛАТРА” відбулася міжнародна онлайн-конференція “Товариство. Останній шанс” у формі круглого столу, яка об'єднала тисячі людей із багатьох країн світу. Люди зібралися в конференц-залах для того, щоб, дивлячись один одному в очі, обговорити важливі питання, які сьогодні назріли у кожного з нас.

І багато людей, незалежно від рас, національностей, віросповідань і соціального статусу чесно і відкрито обговорювали, як суспільству вийти зі споживчої системи, що склалася, і об'єднатися в умовах глобальної духовно-моральної кризи.

На конференції торкнулися такі теми:

Споживчий устрій суспільства як безвихідь розвитку сучасної цивілізації;

Пошук шляхів виходу з кризи без шкоди для країн, народів та кожної людини, яка живе на планеті;

Чому у 21 столітті, у найвищій точці цивілізованого розвитку суспільства, все ще існують такі проблеми, як війни, дискримінація, насильство?

Хто спотворює та замовчує реалії сучасності та чому ЗМІ служать інтересам окремих людей;

Чому в суспільстві немає людяності, незважаючи на велику кількість релігій.

Спікери заходу запропонували об'єднати все людство через рік та 9 травня 2020 року зібратися всім людям, яким небайдужі проблеми суспільства, у другу суботу травня. Зібратися всім світом на міжнародну онлайн-конференцію «СУСПІЛЬСТВО. ОСТАННИЙ ШАНС 2020» #allatraunites, щоб усім разом вирішити, як створити творче суспільство, поки ми ще маємо шанс це зробити.

Катаклізми, що наростають з кожним днем, свідчать про те, що у сучасної цивілізації практично не залишилося часу. Якщо ми сьогодні не об'єднаємось, і не зробимо жодних кроків щодо консолідації світової спільноти – завтра може не настати. Тільки об'єднання всього людства на духовно-моральних засадах може стати шансом порятунку нашої цивілізації від загибелі.

Вісник ДВО РАН. 2007. № 2

Я. Д.МУРАВ'ЄВ

Вулканічні виверження та клімат

Вплив вулканічної діяльності на клімат вивчається вже понад 200 років. І лише в останню чверть століття, коли у наукову практику було впроваджено методи дистанційного зондування атмосфери, а також освоєно кернове буріння полярних льодовиків, намітилися підходи до вирішення проблеми. В огляді розглянуто результати робіт у цьому напрямі. Показано, що, незважаючи на явний прогрес, залишаються невирішеними багато питань взаємовпливу вулканізму та клімату, особливо тонкі процеси трансформації вулканічних аерозолів при перенесенні в атмосфері.

Volcanic eruptions and climate. Y.D.MURAVYEV (Institute of Volcanology and Seismology, FEB RAS, Petropavlovsk-Kamchatsky).

Проблема influence volcanic activity на climatic changes been already studied for more than 200 years. І тільки протягом останнього кварталу з попередньої центри, коли методи remote sounding of atmosphere були введені в дослідницьку практику, як добре, як ice core drilling of polar glaciers був mastered, деякі пристосовані до його вирішення були. Цей відгук розглядає результати роботи в цій області. Це показує, що, неузгоджений невирішений прогрес, багато думок про волоконно-кліматичні взаємини залишаються нерозвиненими, і особливо при процесах перетворення волоконних аероsolів, коли лежать в атмосфері.

Важко знайти в природі нашої планети більш грандіозне та небезпечне явище, ніж сучасний вулканізм. Крім прямої загрози людині вулканічна діяльність може надавати менш явний, але при цьому масштабний вплив на навколишнє середовище. Продукти потужних вулканічних вивержень, надходячи до стратосфери, зберігаються в ній протягом року і більше, змінюючи хімічний склад повітря та впливаючи на радіаційний фон Землі. Подібні виверження мають великий вплив не тільки на регіони, що прилягають до них: вони можуть викликати і глобальний ефект, що триває набагато довше за саму подію, якщо атмосфера насичується великою кількістю частинок попелу та летких сполук.

Шари попелу найбільших доісторичних вивержень є хронологічними стратиграфічними горизонтами для цілих регіонів і можуть використовуватися в моделях реконструкції напрямків палеоветрів під час еруптивної активності. Шари тефри (пухкий уламковий матеріал, переміщений з кратера до місця відкладення повітрям) є основою для прямої кореляції попелів суші та океану, вони дуже ефективні в датуванні льодовикових кернів та інших відкладень, у яких є ці прошарки. За допомогою вулканічних вивержень (через їх вплив на атмосферу) можна пояснити деякі унікальні нетривалі кліматичні явища, які слід розглядати в контексті очікуваного глобального потепління (як природний механізм, який може змінювати тривалі кліматичні тенденції на період у кілька років і більше).

Вулканізм відноситься до природних явищ планетарного масштабу, але вулкани на земній поверхні розподілені нерівномірно, тому роль вивержень різних вулканів у модуляції тих чи інших кліматичних флуктуацій може відрізнятися.

МУРАВ'ЄВ Ярослав Дмитрович – кандидат географічних наук (Інститут вулканології та сейсмології ДВО РАН, Петропавловськ-Камчатський).

Особливості розподілу вулканів

Хоч як це парадоксально, але досі невідома точна кількість активних вулканів на Землі. Пов'язано це з тим, що періоди спокою окремих вулканів, наприклад, Академії Наук (Каримський вулканічний центр) на Камчатці, можуть досягати кількох тисячоліть. Крім того, велика кількість вулканічних споруд існує на дні морів та океанів планети. За оцінками різних дослідників, на земній кулі налічується від 650 до 1200 діючих вулканів, які перебувають у тій чи іншій мірі активності чи дрімаючому стані. Більшість розташовується близько до меж літосферних плит або вздовж дивергентних (Ісландія, Африканська рифтова система тощо) або конвергентних (наприклад, острівні дуги та континентальні вулканічні дуги Тихоокеанського регіону) околиць. Географічне розташування таких околиць вказує на те, що активні вулкани розподілені нерівномірно, з переважною концентрацією в низьких широтах (від 20 ° пн.ш. до 10 ° пд.ш. - це острови Вест-Індії, Центральна Америка, північ Південної Америки, Східна Африка), а також у середніх і високих північних широтах (30-70 ° пн.ш.: Японія, Камчатка, Курильські та Алеутські острови, Ісландія)).

Будь-який вулкан може сильно впливати на навколишній природний ландшафт внаслідок виливу лавових і пірокластичних потоків, сходу лахарів, викидів тефри. Однак існують лише три типи вивержень, здатних спричинити значний глобальний ефект.

1. Виверження вулканського типу у вулканічних острівних дугах. Через війну великих вивержень цього утворюються величезні еруптивні стовпи, які привносять пірокластичні частки і гази в стратосферу, де можуть переміщатися горизонтально у напрямі. Такі вулкани зазвичай виливають лави андезитового та дацитового складу, а також можуть викидати великі обсяги тефри. До історичних та доісторичних прикладів відносяться Тамбора (1815), Кракатау (1883), Агунг (1963) на островах Вест-Індії; Катмай (1912 р.), Сент-Хеленс (1480, 1980 рр.), Мазама (5000 л.н.) та Крижаний Пік (11250 л.н.) у Північній Америці; Безіменний (1956 р.) (рис. 1) та Шивелуч (1964 р.) на Камчатці та ін., де тефра поширювалася у вигляді шлейфів на тисячі кілометрів у напрямку вітрів.

Рис. 1. Кульмінація пароксизмального виверження влк. Безіменний 30 березня 1956 типу «спрямований вибух». Еруптивна колона досягла 35 км заввишки! Фото ІВ.Єрова

2. Виверження із заснуванням кальдер у континентальних «гарячих точках». Великі кальдероутворюючі виверження, часто пов'язані з континентальними «гарячими точками», пов'язаними з мантією, залишали ті чи інші сліди в геологічному літописі четвертинного періоду. Наприклад, великими подіями були виверження тефри Сіа]е в кальдері Толедо (1370 тис. л.н.) та тефри Tsankawi в кальдері Веллс близько 1090 тис. л.н. (обидва сталися на території сучасного штату Нью-Мексико в США), а також Бішопа в кальдері Ленг Веллі в Каліфорнії близько 700 тис. л. . Шари тефри, утворені в результаті вивержень, характеризуються субконтинентальним розповсюдженням, згідно з підрахунками, вони покрили територію площею до 2,76 млн км2.

3. Найбільші тріщинні виверження. Тріщинні виверження, як правило, невибухові, тому що в них залучені базальтові магми, які мають відносно низьку в'язкість. В результаті утворюються великі базальтові покриви, подібні до тих, що були виявлені на плато Декан (Індія) і плато Колумбія (північно-західна частина Тихоокеанського узбережжя Сполучених Штатів Америки), а також в Ісландії або в Сибіру. Такі виверження можуть викидати в атмосферу гігантські обсяги летких речовин, змінюючи природний ландшафт.

Кліматичні ефекти вулканічної діяльності

Найпомітніше кліматичні ефекти вивержень позначаються на змінах приземної температури повітря та формуванні метеорних опадів, що найбільш повно характеризують кліматоутворюючі процеси.

Температурний ефект. Вулканічний попіл, викинутий у повітря під час експлозивних вивержень, відбиває сонячну радіацію, знижуючи температуру повітря лежить на поверхні Землі. У той час як перебування дрібного пилу в атмосфері від виверження вулканського типу зазвичай вимірюється тижнями та місяцями, леткі речовини, такі як Б02 можуть залишатися у верхніх шарах атмосфери протягом декількох років . Дрібні частки силікатного пилу та сірчаного аерозолю, концентруючись у стратосфері, збільшують оптичну товщину аерозольного шару, що веде до зменшення температури на поверхні Землі.

У результаті вивержень вулканів Агунг (о-в Балі, 1963 р.) і Сент-Хеленс (США, 1980 р.) максимальне зниження температури поверхні Землі, що спостерігається в Північній півкулі, склало менше 0,1оС. Однак для більших вивержень, наприклад, влк. Тамбора (Індонезія, 1815 р.) цілком можливо зниження температури на 0,5оС і більше (див. таблицю).

Вплив на клімат вулканічних стратосферних аерозолів

Вулкан Широта Дата Стратосферний аерозоль, Мт Зниження температури в Північній півкулі, °С

Експлозивні виверження

Безіменний 56о п.ш. 1956 0,2<0,05

Сент-Хеленс 46о пн.ш. 1980 0,3<0,1

Агунг 8о пд.ш. 1963 10<0,05

Ель-Чічон 17о пн.ш. 1982 20<0,4

Кракатау 6о пд.ш. 1883 50 0,3

Тамбора 8о пд.ш. 1815 200 0,5

Тоба 3о пн.ш. 75 000 л. 1000? Велике?

Ефузивні тріщинні виверження

Лаки 64о пн.ш. 1783-1784 ~100? 1,0?

Троянда 47о пн.ш. 4 млн л. 6000? Велике

Рис. 2. Тимчасові ряди кислотності для керна Crete з льодів центральної Гренландії, що охоплюють період 533-1972 гг. Ідентифікація вивержень, найімовірніше відповідних найбільшим пікам кислотності, заснована на історичних джерелах

Експлозивні виверження можуть впливати на клімат щонайменше протягом кількох років, а деякі з них - викликати набагато більш тривалі його зміни. З цієї точки зору найбільші тріщинні виверження також можуть мати суттєвий ефект, оскільки в результаті цих подій величезний обсяг летких речовин викидається в атмосферу протягом десятиліть і більше. Відповідно, деякі піки кислотності в льодовикових кернах Гренландії можна порівняти за часом з тріщинними виверженнями в Ісландії (рис. 2).

Під час найбільших вивержень, подібних до того, що спостерігалося на влк. Тамбора кількість сонячної радіації, що проходить через стратосферу, зменшується приблизно на чверть (рис. 3). Гігантські виверження, подібні до того, в результаті якого утворився шар тефри (влк. Тоба, Індонезія, близько 75 тис. л.н.), могли скорочувати проникнення сонячного світла до величин, що становлять менше сотої частки його норми, що перешкоджає фотосинтезу. Це виверження - одне з найбільших у плейстоцені, і дрібний пил, що викидається в стратосферу, мабуть, привів до майже загальної темряви на великій території протягом тижнів і місяців. Тоді, приблизно за 9-14 діб, було викинуто близько 1000 км3 магми, а ареал поширення пеплового шару перевищив принаймні 5106 км2.

Інша причина можливого похолодання обумовлюється екрануючим впливом аерозолів Н2Б04 у стратосфері. Слідуючи, приймаємо, що в сучасну епоху в результаті вулканічної та фумарольної діяльності в атмосферу потрапляє приблизно 14 млн т сірки щорічно, за її загальної природної емісії приблизно 14^28 млн т. Верхня оцінка загальної річної емісії сірки в атмосферу її оксидів у Н2Б04 (якщо вважати цю величину незмінною за розглянутий інтервал часу), наближається до мінімальної оцінки прямого надходження аерозолів у вигляді сірчаної кислоти в стратосферу внаслідок виверження влк. Тоба. Більшість оксидів сірки відразу потрапляє у океан, формуючи сульфати, а певна частка сірковмісних газів виводиться шляхом сухого поглинання чи вимивається з тропосфери опадами . Тому очевидно, що виверження влк. Тоба призвело до багаторазового збільшення кількості довгоживучих аерозолів у стратосфері. Мабуть, найвиразніше ефект похолодання проявився у низьких широтах, особливо у суміжних

Dim >ad536 _ sun

Overcast day "Tobi flow)

No photMyitthesis TobaV (high) >Roza

t-"ut) moonlight 4

Рис. 3. Оцінки кількості сонячної радіації, що проникає через стратосферний аерозоль та/або пелену дрібного пилу, залежно від їхньої маси. Крапки вказують на великі історичні та доісторичні виверження

регіонах – Індії, Малайзії. На світову значущість цього явища вказує також «кислий» слід влк. Тоба, зареєстрований на глибинах 1033 та 1035 м у керні свердловин 3С та 4С на станції Схід в Антарктиді.

Свідчення вулканічної модуляції клімату протягом десятиліть отримано також при дослідженні деревних кілець та змін обсягів гірських льодовиків. У роботі показано, що періоди заморозків у західній частині США, встановлені за допомогою дендрохронології на основі деревних кілець, тісно погоджуються із зафіксованими виверженнями і, ймовірно, можуть бути пов'язані з пеленою вулканічних аерозолів у стратосфері в масштабах однієї або двох півкуль. Л.Скудері зазначив, що існує тісний взаємозв'язок між різною товщиною кілець на верхньому кордоні зростання лісів, чутливих до змін температури, профілями кислотності льодів Гренландії та настанням гірських льодовиків Сьєрри Невади (Каліфорнія). Різке зниження приросту дерев спостерігалося протягом року, наступного після виверження (в результаті якого утворилася аерозольна пелена), а зниження приросту кілець відбувалося протягом 13 років після виверження.

Найбільш перспективними джерелами інформації про минулі вулканічні аерозолі є все ж таки кислотність крижаного керна і сульфатні (кислотні) ряди - через те, що вони містять речові докази атмосферного завантаження хімічними домішками. Оскільки льоди можуть бути датовані на основі щорічної акумуляції, то можливе пряме співвідношення піків кислотності у верхніх шарах льоду з історичними виверженнями відомого періоду. При використанні цього підходу ранні піки кислотності невідомого походження також співвідносяться з певним віком. Очевидно, такі потужні виверження в голоцені, як невідомі події, що відбувалися 536-537 рр. і близько 50 р. до н.е., або Тамбора в 1815 р., призводили до явного зниження сонячної радіації та охолодження поверхні планети на один-два роки, що підтверджується історичними свідченнями. У той самий час аналіз температурних даних дозволив припустити, що потепління в голоцені взагалі й у 1920-1930-х роках зокрема зумовлено зниженням вулканічної активності.

Відомо, що один із найбільш ефективних методів дослідження вулканічної діяльності в минулому - це вивчення кислотності та аерозольних включень у крижаних кернах полярних льодовиків. Пеплові шари в них ефективно використовуються як тимчасові репери при порівнянні з результатами палеоботанічних і геологічних досліджень. Порівняння потужності вулканічних пеплопадів на різних широтах сприяє уточненню циркуляційних процесів у минулому. Зазначимо, що екрануюча роль аерозолю в стратосфері проявляється значно сильніше в тій півкулі, де відбулася ін'єкція вулканічних частинок у стратосферу.

Розглядаючи можливий вплив на клімат вивержень, насамперед низькоширотних вулканів, або літніх вивержень у помірних чи високих широтах, необхідно враховувати тип вулканічного матеріалу. В іншому випадку це може призвести до багаторазової переоцінки теплового ефекту. Так, при експлозивних виверженнях з дацитовим типом магми (наприклад, влк. Сент-Хеленс) питомий внесок у формування аерозолів Н2Б04 був майже в 6 разів меншим, ніж при виверженні Кракатау, коли було викинуто близько 10 км3 магми андезитового складу і утворилося приблизно 5 т аерозолів Н2Б04. За ефектом забруднення атмосфери це відповідає вибуху бомб загальною потужністю 500 Мт і, відповідно, має мати суттєві наслідки для регіонального клімату.

Виверження Лакі, мабуть, певною мірою зумовило похолодання наприкінці XVIII ст. в Ісландії та Європі. Судячи з профілів кислотності крижаних кернів у Гренландії, які відбивають вулканічну діяльність, можна відзначити, що вулканічна активність у Північній півкулі у малий льодовиковий період корелює із загальним похолоданням.

Роль вулканічної діяльності у освіті атмосферних опадів. Поширена думка: при утворенні атмосферних опадів первинним процесом у природних умовах за будь-яких температур служить конденсація водяної пари, і тільки потім виникають крижані частинки. Пізніше було показано, що навіть при багаторазовому пересищенні крижані кристали в чистому вологому повітрі завжди виникають внаслідок гомогенного появи крапель з наступним замерзанням, а не прямо з пари.

Експериментально було визначено, що швидкість зародження кристаликів льоду в переохолоджених краплях води за гомогенних умов є функція об'єму переохолодженої рідини, і вона тим нижча, чим менший цей об'єм: краплі діаметром кілька міліметрів (дощові) перед замерзанням охолоджуються до температури -34 + - -35оС а діаметром кілька мікрон (хмарні) - до -40оС. Зазвичай температура утворення частинок льоду в атмосферних хмарах набагато вища, що пояснюється гетерогенністю процесів конденсації та кристалоутворення в атмосфері через участь аерозолів.

При утворенні крижаних кристалів та їх акумуляції лише невелика частина аерозольних частинок служить льдоутворюючими ядрами, що часто призводить до переохолодження хмар до -20оС і нижче. Аерозольні частинки можуть ініціювати утворення крижаної фази як із переохолодженої рідкої води шляхом заморожування крапель зсередини, так і шляхом сублімації. Дослідження сублімованих снігових кристалів, зібраних у Північній півкулі, показало, що приблизно у 95% випадків у їхній центральній частині було знайдено одне тверде ядро (розміром в основному 0,4-1 мкм, складається з частинок глини). При цьому в утворенні крижаних кристалів найефективнішими є глинисті частинки, вулканічні попели, тоді як морські солі превалюють у хмарних краплях. Подібна відмінність може виявитися важливою при поясненні більш високих швидкостей акумуляції снігу у високих широтах Північної півкулі (порівняно з Південною), а також більшої ефективності перенесення атмосферної вологи над Гренландією, ніж над Антарктидою.

Оскільки найбільш істотна зміна кількості аерозолів в атмосфері визначається вулканічною діяльністю, після виверження та швидкого вимивання тропосферних вулканічних домішок очікується тривалого випадання з нижніх шарів стратосфери опадів з відносно низькими величинами ізотопних відносин кисню і дейтерію і низьким «первинним». Якщо таке припущення справедливе, зрозумілі деякі «холодні» осциляції на палеотем-пературной кривою, заснованої на експериментальних дослідженнях полярних крижаних кернів, які збігаються за часом зі зниженням концентрації «атмосферного» СО2. Цим частково «пояснюється» похолодання в ранньому дріасі, що виявилося найбільш явно у басейні північної Атлантики приблизно 11-10 тис. к.н. . Початок цього похолодання міг бути ініційований різким підвищенням вулканічної активності в період 14-10,5 тис. л.н., що відбилося у багаторазовому підвищенні концентрації вулканогенного хлору та сульфатів у крижаних кернах Гренландії.

похолодання (10,4 тис. л. н.). У Південній півкулі, як відомо, ранній дріас не відзначений зниженням вмісту СО2 у крижаних антарктичних кернах і слабко виражений у кліматичних кривих, що узгоджується з нижчими, ніж у Гренландії, концентраціями вулканогенних аерозолів. На основі викладеного можна зробити попередній висновок про те, що вулканічна діяльність, крім безпосереднього впливу на клімат, проявляється в імітації «додаткового» похолодання через підвищену кількість снігових опадів.

Виходячи із загальної інформації про незрівнянно більш високий (порівняно з Антарктидою) вміст аерозолів як ядер конденсації та кристалізації атмосферної вологи в Гренландії очікується відповідно більшого вкладу захоплених опадами компонентів повітря (за рахунок загального зниження рівня кристалізації) в газовий склад льодовиків. Вища вулканічна активність у Північній півкулі визначає більший вплив на ізотопний склад льодовикового покриву. Це може проявитися у значному посиленні палеоізотопного сигналу, наприклад у ранньому дріасі, в порівнянні з Антарктидою. В останньому випадку можлива імітація окремих кліматичних подій за рахунок "вулканічних" флуктуацій ізотопного складу.

Вулканічні індекси

В даний час розроблено ряд індексів для оцінки вкладу вулканізму в зміни клімату: вулканічний індекс пилової завіси (DVI - Dust Volcanic Index), індекс вулканічної експлозивності (VEI - Volcanic Explosive Index), а також MITCH, SATO та KHM, названі на прізвища авторів, що розрахували їх.

DVI. Перше глобальне узагальнення впливу вулканічних вивержень на кліматичні наслідки було зроблено у класичному дослідженні А. Лема і потім перероблено. А.Лем запропонував індекс, спеціально призначений для аналізу впливу вулканів на погоду, на зниження або підвищення атмосферних температур та на великомасштабну циркуляцію вітру. А.Робок, використовуючи DVI для уточнення розрахунків кліматичних характеристик малого льодовикового періоду за енергобалансовою моделлю, показав, що вулканічні аерозолі відіграють головну роль у продукуванні похолодання протягом цього відрізку часу.

Методи, використані під час створення DVI, викладені А.Лемом. Вони включали: історичні дані про виверження, оптичні феномени, вимірювання радіації (для періоду пізніше 1883), температурні параметри та розрахунки обсягу виверженого матеріалу. Індекс DVI часто піддається критиці (наприклад, ), тому що в ньому кліматичні аномалії безпосередньо пов'язуються з вулканічними подіями, що призводить до спрощеного розуміння його використання лише в порівнянні з температурними змінами. Фактично ж розрахунок DVI заснований винятково на температурній інформації для кількох вивержень у Північній півкулі між 1763–1882 pp. та частково розрахований на базі температурних даних для деяких подій цього періоду.

VEI. Спроба кількісної оцінки відносної магнітуди вивержень із застосуванням VEI ґрунтується на наукових вимірах та на суб'єктивних описах окремих вивержень. Незважаючи на очевидну цінність цих даних, необхідно з обережністю визначати повторюваність і потужність вулканічних подій, що відбулися за межами попереднього століття, оскільки багато вивержень минулого залишилися незафіксованими.

MITCH. Цей індекс запропонував Д.М.Мітчел, який також користувався даними А.Лема. Ця вулканічна хронологія охоплює 1850-1968 рр., вона більш детальна, ніж DVI, для Північної півкулі, оскільки автор включив до розрахунків виверження з DVI<100, не использовавшиеся А.Лэмом при создании своего индекса. Был сделан вывод, что в стратосферный аэрозольный слой поступает около 1% материала от каждого извержения.

Індекс SATO. Розроблено на основі вулканологічної інформації про обсяг викидів (зі зведення, з 1850 до 1882 р.), вимірювань оптичного згасання (після 1882 р.) та за супутниковими даними починаючи з 1979 р. Підраховуються середні індекси оптичної глибини атмосфери на довжині мкм для кожного місяця окремо для Північної та Південної півкуль.

Індекс Хмелевцова (KHM) Створено на основі розрахунків викидів відомих вивержень вулканів у комбінації з двомірним стратосферним перенесенням та радіаційною моделлю. Ряд представлений середніми значеннями щомісячного широтного розподілу широкосмугової видимої оптичної глибини та інших оптичних властивостей аерозольного навантаження стратосфери протягом 1850-1992 років.

Гляціальна хронологія вулканічних вивержень

Основні недоліки хронологій вулканічних аерозольних індексів, зокрема інформаційні прогалини про період, що передував останнім одному-

двом століттям, значною мірою покликаний вирішити гляціальний (льодовиковий) індекс вулканічної активності, що розробляється в останнє десятиліття, що базується на аналізі кислотності льодовикових кернів і вивченні коливань продуктивності гірських льодовиків.

В результаті порівняння кислотних профілів у льодовиковому покриві Гренландії помічено, що наступ гірських льодовиків слідував за проміжками часу, коли кислотність льоду ставала значно вищою за фонові величини. І, навпаки, відзначено відступ льодовиків під час сприятливого періоду Середньовіччя (1090-1230 рр.), що збігається з інтервалом зниженої кислотності в льодовиках Гренландії (рис. 4). Тісний зв'язок між акумуляцією кислотних опадів у Гренландії та коливаннями гірських льодовиків протягом останніх століть вказує на те, що десятирічні зміни клімату, зафіксовані положенням морен на земній поверхні гірських льодовиків, співвідносяться з варіаціями насичення стратосфери вулканічним аерозолем.

Вулканічний сигнал у льодовикових кернах

Аналіз вулканічних сигналів, які протягом останнього тисячоліття виявилися одночасно в кернах з обох полярних районів планети, виконаний у роботі . У ній графік річного ходу H+ (ECM) використали як номограма загальної вулканічної активності. Шари, які показують високі рівні концентрації Н+ (вище за порогову величину 2а (3,3 мг екв/кг) від середнього значення 1,96 мг екв/кг),

Кислотність льоду Крок

Гренладського щита відгуку Коливання льодовиків Альп

0 12 3 4 «------ Наступайте

мг-екв. Відступ-----»

Рис. 4. Верхня частина кислотного профілю льоду Гренландії (затемнена ділянка вказує на величини, що перевищують фонові), порівнювана з тимчасовими рядами п'яти гірських льодовиків (A – Argentiere, B – Brenva, G – Unter Grindelwald, M – Mer de Glace, R – Rhone) . Горизонтальні пунктирні лінії вказують початку явищ з підвищенням кислотності понад фонового до рівнів 2,4 мкг-экв. Н+/кг та вище. Потімні ділянки праворуч від кривої вказують на запізнення початку наступу льодовиків після початкового збільшення кислотності. Кульмінація наступу льодовиків запізнюється після збільшення піку кислотності на 1-2 десятиліття

визначалися як можливі показники ознак вулканічної активності в іонному складі.

Особливий інтерес становлять приблизно рівні максимальні величини рівня концентрації вмісту nss SO42- (nss - сульфати не морського походження, або сульфат-ексцес) в обох півкулях після виверження влк. Кракатау (6° пд.ш., 105° сх.д.), максимум еруптивної активності якого відзначався 26 серпня 1883 . Результати аналізу керна зі свердловини Crete у центральній Гренландії привели до висновку, що необхідно було близько року для того, щоб сигнал від цього виверження досяг поверхні Гренландії, і близько двох років для зростання кислотності до максимальної величини в точці буріння свердловини.

Інший приклад - горизонти максимальної концентрації сульфат-ексцесу в біполярних точках, датовані 1835 та 1832 рр., які у 3-5 разів вищі за фонові рівні. Хімічні сигнали в різних кернах, що фіксують виверження Тамбора (8° пд.ш., 118° сх.д.), що відбулося 5 квітня 1815 р., а також сигнал невідомого виверження близько 1810 р., відзначалися раніше у керні Crete. Пік сигналу від виверження Тамбора в Гренландії з'явився через рік після цієї події. Високі рівні концентрації nss SO42-відзначені також між шарами акумуляції, що варіюють у різних кернах між 1450 та 1464 рр. Швидше за все, всі ці сигнали представляють одну і ту ж подію 1459, виявлене в найбільш точно датованому керні CR74; спостерігаються відмінності виникають, швидше за все, через неточність тимчасових шкал на цих глибинах, зокрема для керна SP78.

Прошар 1259 є вулканічною подією, що спостерігається повсюдно в полярних льодовикових кернах, і, очевидно, є найбільшою еруптивною подією, викиди якої транспортувалися від джерела по всьому світу.

Слід зазначити, що всі згадані піки nss SO42- в свердловині CR74 виявлені і в кривій варіацій ЄСМ (величин електричної кондуктивності) в керні з центральної Гренландії ("Greenland Ice-core Project" - GRIP) з датуванням, відповідними керну ± 1 рік. Результати аналізу тимчасової шкали керна зі свердловини NBY89 забезпечують безперервний ряд величин річної акумуляції протягом останніх 1360 років (з 629 р.). При використанні різних тимчасових шкал встановлено вік дна керна SP78 глибиною 111 м - з 980 ± 10 років; дна керна D3 18C глибиною 113 м - 1776 ± 1 рік (208 річних шарів від поверхні 1984); дна керна CR74 -553 ± 3 роки (1421-й річний шар вниз від поверхні 1974 ).

Максимальні піки H2SO4, виявлені в результаті дослідження крижаних кернів обох півкуль, присутні у зразках, відібраних з горизонтів 1259 р. За результатами хімічного аналізу льодовикових кернів Гренландії та Антарктики було побудовано біполярну стратиграфічну хронологію найбільших вулканічних подій. Ключовим елементом цієї хронології є визначення близької до дійсності тимчасової шкали для керна NBY89 (на основі якої простежувалися великі піки вулканічного індексу для інших антарктичних кернів) та перехресне датування результатів, отриманих з Антарктики та льодовикових кернів з Гренландії.

Щоб оцінювати причини зміни клімату в минулому протягом 2000 років, включаючи Медієваль (Середньовічні потепління) і так званий малий льодовиковий період (LIA), необхідні надійні ряди тимчасового ходу завантаження атмосфери вулканічними аерозолями. За межами минулого тисячоліття розраховані лише два індекси, засновані на різних природних даних та критеріях. Внаслідок цього льодовикові керни залишаються найбільш оптимальними джерелами інформації про вулканічні аерозолі (за кислотністю та рядами сульфатів) у минулому, фізичними свідченнями атмосферного навантаження.

Можливість створення нового індексу глобальної змінної вулканізму на основі використання кислотності крижаного керна та рядів сульфату спочатку була показана для

періоду від 1850 до нашого часу. Шляхом об'єднання рядів з 8 крижаних кернів у Північній півкулі та 5 у Південній запропоновано льодово-вулканічний індекс (IVI – Ice Volcanic Index). Ці IVI-хронології тісно пов'язані з 5 наявними вулканічними індексами кожної півкулі. Очевидно, що результати, отримані з крижаних кернів, зіставлені з геологічною та біологічною інформацією, у майбутньому дозволять створити точніші та триваліші хронології вулканічної діяльності.

Інші характеристики, здатні доповнити тимчасову шкалу змін клімату, це парникові гази, аерозолі в тропосфері, варіації сонячної постійної, атмосферно-океанські взаємодії та випадкові стохастичні варіації. Мінливість рядів результуючих піків у крижаних кернах Північної та Південної півкуль може бути пов'язана як з низьким рівнем вулканізму, так і іншими причинами щодо сульфатної емісії в атмосфері, включаючи біологічний відгук на індуковані вулканами кліматичні зміни.

В усіх лавах IVI-хронологій візуально видно лише 5 вивержень: недатовані в 933 і 1259 р.р. (відсутні в каталозі VEI), високоширотне виверження Лакі 1783, невідоме виверження 1809 і, нарешті, Тамбора (VEI = 7 балів) в 1815, яке проявляється в обох індексах. Пік виверження Лакі є у ряді DVI, але має потужність всього VEI = 4, оскільки створює великого сплеску на графіці. Виверження вулкана Баїту (Baitou) у Південній півкулі близько 1010 р. з VEI = 7 не виявляється у крижаних кернах, так само як і 12 вивержень з рівнем VEI = 6, для яких отримані видимі піки в каталозі VEI.

Причини недостатньої узгодженості результатів можуть бути пов'язані з великими «шумами» у льодовикових рядах та неординарністю нельодовикових індексів. Через меншу кількість інформації про виверження нижня частина хронології далека від дійсності. Однак керновий запис може бути адекватним для Північної півкулі, принаймні протягом сучасного періоду. У порядку перевірки його тривалості зауважимо, що з 1210 до нашого часу є 4 льодовикових керна, здобутих у Північній півкулі, три з яких (A84, Crete і GISP2) охоплюють 20-е століття. Зосередження цих рядів з 1854 р. до сучасності та кореляції цього середнього (IVI*) з 5 іншими керновими індексами показали, що IVI* тісно пов'язаний (на 1% рівні значимості) із середньою з кернових серій, з MITCH, VEI, SATO та KHM, льодовиковими серіями Північної півкулі (RF) та з окремими гляціальними хронологіями зі свердловин на м. Логан (Аляска) та 20D у Гренландії.

IVP-хронологія пояснює більше 60% дисперсії в IVI для цього періоду часу, незважаючи на те, що складена тільки з кернів GISP2, Crete та A84. Тому вона, з аерозольним вулканічним навантаженням атмосфери Північної півкулі, практично також є репрезентативною, як і повний ряд IVI.

Навпаки, для Південної півкулі зібрано набагато менше інформації, доступної для зіставлення з обома льодовими кернами і негляціальними індексами. Тут є всього два крижані керни, що охоплюють хронологію близько 1500 років, - свердловини G15 і PSI. Очевидні загальні піки в льодовикових літописах Південної півкулі приурочені лише до 1259 і парі вивержень 1809 і 1815 р.р. Ці події мали бути дуже сильними і відбутися в тропіках, щоб проявитися на обох полюсах планети. У той же час у льодовикових хронологіях за останні 2000 років є велика кількість подій, які все ще не впізнані в історичних та геологічних літописах.

На закінчення слід зазначити деякі проблеми, пов'язані насамперед із інтерпретацією результатів аналізу льодовикових кернів.

Так, виверження вулканів, перекритих крижаними щитами, можуть продукувати величезну кількість сульфатних відкладень, водночас не збагачуючи стратосферу і таким чином не справляючи масштабного ефекту.

Глобально значущі виверження вулканів, розташованих у широтах поблизу відібраного крижаного керна (наприклад, Катмай в 1912 р.), шляхом безпосереднього випадання продуктів виверження в результаті тропосферного перенесення та пізніших осаджень можуть у подальшому ускладнювати датування.

Не цілком зрозумілі також зв'язки між завантаженням атмосфери аерозолями та кількістю сульфату, відкладеного у сніг. Механізми обміну між стратосферою і тропосферою, що зачіпають завантаження тропосфери сульфатами, можуть бути відмінними для кожного вулканічного виверження: через, по-перше, синхронізації процесів у кожному з атмосферних шарів, по-друге, географічної приуроченості (довготи та широти) , по-третє, природна синоптична мінливість. Як зазначалося, невулканічні джерела сульфатів також мають власну мінливість, внаслідок чого фонові та вулканічні компоненти можуть нівелювати або посилювати один одного.

Існує проблема інтерпретації та датування попелових та аерозольних відкладень навіть для місць поруч із діючим вулканом через різну тривалість «життя» цих частинок в атмосфері. Тому найчіткіше визначаються попели найближчих до точки буріння вулканів. Наприклад, для вулканів Ключевської та Безіменний на Камчатці (рис. 5).

Вулкани впливають на атмосферу, забруднюючи її твердими та леткими продуктами. Результатом великих вивержень може бути значне похолодання (на 0,4-0,5оС) на поверхні Землі протягом короткого періоду після події, яка може відчуватися в одній із півкуль або по всьому світу. Таким чином, виверження є важливими для оцінки майбутніх кліматичних тенденцій. Однак через неможливість складання довгострокового прогнозу та відсутності докладних записів минулих подій (необхідних для отримання достовірних інтервалів повторюваності явищ) точне обчислення ймовірного впливу майбутніх вивержень на потепління та парниковий ефект є сумнівним. У разі можна стверджувати, що й знову відбудуться окремі виверження, по магнітуді рівні виверження Тамбора 1815 р., їх результатом може бути призупинення тенденції потепління кілька років. Необхідна велика кількість додаткових досліджень у всьому світі для створення достовірних та докладних записів минулих вулканічних вивержень. Для того, щоб нею можна було користуватися, хронологія минулих вивержень повинна складатися з похибкою в межах не більше ±10 років: тільки на підставі даних такого дозволу є можливою їх прийнятна оцінка.

ЛІТЕРАТУРА

1. Білоусов А.Б., Білоусова М.Г., Муравйов Я.Д. Голоценові виверження у кальдері Академії Наук // Докл. АН. 1997. Т. 354 № 5. С. 648-652.

2. Брімблкумб П. Склад та хімія атмосфери. М.: Світ, 1988. 351 з.

3. Будико М.І. Клімат у минулому та майбутньому. Л.: ГІМІЗ, 1980. 351 с.

Рис. 5. Розподіл попелових шарів в ушківському крижаному керні з датами відомих вивержень вулканів Північної групи на Камчатці. Т - транзитні тонкі попели віддалених вулканів або пил з пустель Китаю та Монголії; знаком (?) відзначені невірні датування

4. Пруппахер Г.Р. Роль природних та антропогенних забруднень в утворенні хмар та опадів // Хімія нижньої тропосфери. М.: Світ, 1976. З. 11-89.

5. Семилетов І.П. Вуглецевий цикл та глобальні зміни за останній кліматичний період // МДІ. 1993. Вип. 76. С. 163-183.

6. Bradley R.S. Виразна білка еruption сигналу в сучасному hemisphere continental temperature records // Clim. Змінити. 1988. N 12. P. 221-243.

7. Charlson R.J., Lovelock J.E., Andreae M.O., Warren S.G. Oceanic phytoplankton, атмосферний sulfur, cloud albedo and climate // Nature. 1987. Vol. 326, N 614. P. 655-661.

8. Dai J., Mosley-Thompson E., Thompson L.G. Ice core evidence for explosive Tropical volcanic eruption 6 years preceding Tambora // J. Geophys. Res. 1991. Vol. 96, N D9. P. 17361-17366.

9. Delmas RJ, Kirchner S., Palais JM, Petit JR. 1000 років explosive volcanism recorded на South Pole // Tellus. 1992. N 44 B. P. 335-350.

10. Hammer C.U., Clausen H.B., Dansgaard W. Greenland ice sheet evidence post-glacial volcanism and its climatic impact // Nature. 1980. N 288. P. 230-235.

11. Ізетт Г.А. The Bishop Ash Bed and some oldder compositionally similar ash beds in California, Nevada, and Utah. U.S. // Geolog. Survey Open File Report. 1982. P. 82-582.

12. LaMarche V.C., Hirschboeck K.K. Frost rings in trees as records of major volcanic eruptions // Nature. 1984. N 307. P. 121-126.

13. Lamb A.H. Volcanic dust in the atmosphere // Phil. Trans. Roy. Soc. 1970. Vol. 266. P. 425-533.

14. Lamb A.H. Update of chronology of assessments of volcanic dust veil index // Clim. Monit. 1983. N 12.

15. Langway C.C., Jr., Osada K., Clausen H.B., Hammer C.U., Shoji H. A 10-century comparison of prominent bipolar volcanic events in ice cores // J. Geophys. Res. 1995. Vol. 100, N D8. P. 16241-16 247.

16. Langway C.C., Jr., Clausen H.B., Hammer C.U. An inter-hemispheric time-marker в ice cores від Greenland and Antarctica // Ann. Glaciol. 1988. N 10. P. 102-108.

17. Legrand M., Delmas RJ. A 220 років continue record of volcanic H2SO4 в Antarctic ice sheet // Nature. 1987. N 328. P. 671-676.

18. Mitchell JM, Jr. Попередня оцінка атмосферного відхилення є спричиненою глобальною температурою fluctuation of past century // Global Effects of Environmental Pollution / eds S.F.Singer, D.Reidel. 1970. P. 139-155.

19. Moore J.C., Narita H., Maeno N. A continuous 770-річний рекорд з volcanic activity з East Antarctica // J.

Geophys. Res. 1991. Vol. 96, N D9. P. 17353-17359.

20. Petit JR, Mounier L., Jouzel J. et al. Paleoclimatological і chronological implications of Vostok core dust record // Nature. 1990. Vol. 343, N 6253. P. 56-58.

21. Rampino M.R., Stother R.B., Self S. Climatic effects of volcanic eruptions // Nature. 1985. Vol. 313, N 600. P. 272.

22. Rampino M.R., Self S. The atmospheric effects of El Chichon // Sci. Am. 1984. N 250. P. 48-57.

23. Rampino M.R., Self S., Stothers R.B. Volcanic winters // Annual Rev. of Earth and Planetary Sc. Let. 1988. N 16. P. 73-99.

24. Raynaud D. Загальний вміст вмісту в півар ice core // Climatic record в polar ice. Cambridge, 1983. P. 79-82.

25. Robock A., Free M.P. Ice cores як index global volcanism з 1850 до present // J. Geophys. Res. 1995. Vol. 100, N D6. P. 11549-11567

26. Robock A., Free M.P. Volcanic record в ice cores for past 2000 years. // NATO ASI Series. 1996. Vol. 141. P. 533-546.

27. Sato M., Hansen J.E., McCormick M.P., Pollack J.B. Stratospheric aerosol optical depths, 1850-1990 // J. Geophys. Res. 1993. Vol. 98. P. 22987-22994.

28. Scuderi L.A. Tree-ring evidence for climatically effective volcanic eruptions // Quatern. Res. 1990. N 34. P. 6785.

29. Semiletov I.P. На останньому вивченні стародавнього льоду мінерального вмісту: Vostok ice core // Proc. ISEB 10. San Francisco CA, USA. 1991. Aug. 19-23,

30. Simkin T., Siebert L., McClelland L., Bridge D., Newhall C.G., Latter J.H. Volcanoes of the World. N. Y: Van Nostrand Reinhold, 1981. 232 p.

31. Stothers R.B., Wolff J.A., Self S., Rampino M.R. Basaltic fissure eruptions, plume heights and atmospheric aerosols // Geophys. Res. Let. 1986. N 13. P. 725-728.

32. Stothers R.B. Mystery cloud of AD 536 / / Nature. 1984. Vol. 307, N 5949. P. 344-345.

33. Turco R.P., Toon O.B., Ackerman T.P. та ін. Nuclear winter: Global consequences of multiple nuclear explosions // Science. 1983. N 222. P. 1283-1292.

Вступ

Вулкани впливають на природне середовище та на людство декількома способами. По-перше, прямим впливом на довкілля вулканічних продуктів, що вивергаються (лав, попелів тощо), по-друге, впливом газів і тонких попелів на атмосферу і тим самим на клімат, по-третє, впливом тепла продуктів вулканізму на лід і на сніг, що часто покривають вершини вулканів, що призводить до катастрофічних сіл, повеней, лавин, по-четверте, вулканічні виверження зазвичай супроводжуються землетрусами і т.д. Але особливо довгострокові та глобальні впливи вулканічної речовини на атмосферу, що позначається на зміні клімату Землі.

При катастрофічних виверженнях викиди вулканічного пилу та газів, що сублімують частинки сірки та інших летких компонентів, можуть досягати стратосфери та викликати катастрофічні зміни клімату. Так, у ХVII столітті після катастрофічних вивержень вулканів Етна в Сицилії та Гекла в Ісландії замутнення стратосфери призвело до різкого дворічного похолодання, масового неврожаю та загибелі худоби, епідеміям які охопили всю Європу та викликали 30-50-не вимирання європейського. Такі виверження, що часто мають експлозивний стиль, особливо характерні для острівні вулканів. Фактично за таких вивержень ми маємо природну модель «ядерної зими».

Емісія газів пасивно дегазують вулканів загалом може надавати глобальне впливом геть склад атмосфери. Так плініанські та коігнімбритові колони виносили вулканічний матеріал у тропосферу з утворенням аерозольного хмари, полярних димок та порушенням стану полярного озонового шару.

Таким чином, актуальність теми визначається питанням про зміну клімату Землі, чому певною мірою сприяє діяльність діючих у минулому та сьогоденні вулканів.

Мета дослідження: порівняти характеристики згаслих та діючих вулканів, визначити ступінь впливу вулканів на клімат Землі.

Об'єкт дослідження: вулкани світу.

Предмет дослідження: вплив вулканів на зміну клімату.

Завдання дослідження:

· Розкрити сутність поняття вулкани;

· Вивчити загальні особливості клімату;

· Розглянути райони розповсюдження вулканів;

· Вивчити особливості вулканів Камчатки, Курил та Ісландії.

Гіпотеза

Вулкани - незамінна частина ландшафту земної поверхні, що формує як зовнішній світ материка, звичаї населення, населяючих племен, а й формують і змінюють клімат Землі.

· Відбір та узагальнення інформації у процесі аналізу літератури з обраної тематики;

· Класифікація основних моментів дослідження методом порівняння та категоріально – понятійним аналізом тем;

· Відбір наочно - ілюстративного матеріалу;

· Вивчення довідкової, літературознавчої та краєзнавчої літератури, а також матеріалів інтернет-сайтів;

· Збір, систематизація та обробка необхідних фактів та відомостей;

· Підбір та часткове створення ілюстративного матеріалу.

Наукова та практична значимість роботи полягає у систематизації та узагальненні відомостей про вплив вулканічної діяльності на зміну клімату.

Робота складається із вступу, двох розділів, висновків, списку літератури, у кількості 40 джерел. У роботі представлені 7 малюнків та 1 таблиця.

1. Взаємодія рельєфу та клімату

.1 Вулкан - один із елементів поверхні Землі

У Тірренському морі групи Ліпарських островів є невеликий острів Вулкано. Більшість його займає гора. Ще в незапам'ятні часи люди бачили, як з її вершини іноді виривалися хмари чорного диму, вогонь і на висоту викидалося розпечене каміння. Стародавні римляни вважали цей острів входом у пекло, а також володінням бога вогню та ковальського ремесла Вулкану. На ім'я цього бога огнедишні гори згодом почали називати вулканами.

Виверження вулкана може тривати кілька днів, іноді місяців, і навіть років. Після сильного виверження вулкан знову заспокоюється кілька років і навіть десятиліть.

Такі вулкани називаються діючими.

Є вулкани, які вивергалися в минулі часи. Деякі їх зберегли форму правильного конуса. Про діяльність таких вулканів не збереглося жодних відомостей. Їх називають згаслими, як, наприклад, на Кавказі гори Ельбрус, Казбек, вершини яких покриті блискучими, сліпучо-білими льодовиками. У стародавніх вулканічних областях зустрічаються сильно зруйновані та розмиті вулкани. У нашій країні залишки стародавніх вулканів можна побачити у Криму, Забайкаллі та інших місцях. Вулкани зазвичай мають форму конуса зі схилами, пологими у підошв і крутішими у вершин.

Якщо піднятися на вершину вулкана, що діє, коли він спокійний, то можна побачити кратер - глибоку западину з стрімчастими стінками, схожу на гігантську чашу. Дно кратера покрите уламками великого і дрібного каміння, а з тріщин на дні і стінах піднімаються струмені газу і пари. Вони спокійно виходять з-під каміння і з щілин або вириваються бурхливо, з шипінням та свистом. Кратер наповнюють задушливі гази: піднімаючись нагору, вони утворюють хмарку на вершині вулкана. Місяці та роки вулкан може спокійно куритись, поки не станеться виверження.

Вулканологи вже розробили методи, які дозволяють прогнозувати час настання виверження вулкана. Цій події часто передують землетруси; чується підземний гул, посилюється виділення парів та газів; підвищується їхня температура; згущуються хмари над вершиною вулкана, яке схили починають «спучуватися».

Потім під тиском газів, що вириваються з надр Землі, дно кратера вибухає. На тисячі метрів викидаються вгору густі чорні хмари газів і водяної пари, змішаних з попелом, занурюючи в темряву околиця. З вибухом і гуркотом з кратера летять шматки розпеченого до червоного каміння, утворюючи гігантські снопи іскор.

Рис. 1.1. - Виверження Везувію поблизу Неаполя в 1944 р. Вибухи з величезною силою викидали густі хмари газів та гарячого попелу. Схилом спускалися розпечені потоки лави, які зруйнували кілька сіл (В.І. Михайлов)

Рис. 1.2. - розріз вулкана: 1 - осередок магми; 2 – потоки лави; 3 – конус; 4 – кратер; 5 - канал, яким гази і магма піднімаються до кратера; 6 - шари лавових потоків, попелу, лапіллей та пухких матеріалів більш ранніх вивержень; 7 – залишки старого кратера вулкана

З чорних, густих хмар на землю сиплеться попіл, іноді випадають зливи, утворюються потоки бруду, які скочуються схилами і заливають околицю. Блиск блискавок безперервно прорізує морок. Вулкан гуркотить і тремтить, по його жерлу піднімається розплавлена вогненно-рідка лава. Вона вирує, переливається через край кратера і прямує вогненним потоком схилами вулкана, все спалюючи і знищуючи на своєму шляху.

Під час деяких вулканічних вивержень, коли лава має велику в'язкість, вона виливається не рідким потоком, а нагромаджується навколо жерла у вигляді вулканічного купола. Часто під час вибухів або просто обвалів по краях такого купола обрушуються вниз схилами розпечені кам'яні лавини, які можуть спричинити великі руйнування біля підніжжя вулкана. Під час виверження деяких вулканів подібні розпечені лавини вириваються прямо з кратера.

При слабкіших виверженнях у кратері вулкана відбуваються лише періодичні вибухи газів. В одних випадках при вибухах викидаються шматки розпеченої, лави, що світиться, в інших (при більш низькій температурі) дробиться вже повністю застигла лава, і вгору піднімаються великі брили темного вулканічного попелу, що не світиться.

Виверження вулканів відбуваються також на дні морів та океанів. Про це дізнаються мореплавці, коли раптово бачать над водою стовп пари або плаваючу на поверхні кам'яну піну - пемзу. Іноді судна натрапляють на мілини, що несподівано з'явилися, утворені новими вулканами на дні моря.

Згодом ці мілини розмиваються морськими хвилями і безвісти зникають.

Деякі підводні вулкани утворюють конуси, що виступають над поверхнею води як островів.

У давнину люди не вміли пояснити причини виверження вулканів. Це грізне явище природи кидало людину в жах. Проте вже древні греки і римляни, і потім араби дійшли думки, що у глибині Землі перебуває море підземного вогню. Вони вважали, що хвилювання цього моря і викликають виверження вулканів на земній поверхні.

Наприкінці минулого століття від геології відокремилася особлива наука – вулканологія.

Наразі поблизу деяких діючих вулканів організують вулканологічні станції - обсерваторії, де вчені-вулканологи постійно спостерігають за вулканами. У нас такі вулканологічні станції влаштовані на Камчатці біля підніжжя Ключевського вулкана у селищі Ключі та на схилі вулкана Авача – недалеко від м. Петропавловська-Камчатського. Коли якийсь із вулканів починає діяти, вулканологи негайно виїжджають до нього і спостерігають виверження.

Вулканологи досліджують також згаслі та зруйновані давні вулкани. Накопичення таких спостережень та знань дуже важливе для геології. Стародавні зруйновані вулкани, що діяли десятки мільйонів років тому і майже зрівнялися з поверхнею Землі, допомагають вченим розпізнати, яким чином розплавлені маси, що знаходяться в надрах Землі, проникають у тверду земну кору і що виходить від зіткнення (контакту) їх з горами. Зазвичай у місцях контакту внаслідок хімічних процесів утворюються руди з корисними копалинами - родовища заліза, міді, цинку та інших металів.

Струмені пари та вулканічних газів у кратерах вулканів, які називаються фумаролами, виносять із собою деякі речовини в розчиненому стані. У тріщинах кратера і біля нього навколо фумарол відкладаються сірка, нашатир, борна кислота, які використовуються в промисловості.

Вулканічний попіл і лава містять багато сполук елемента калію і згодом перетворюються на родючі ґрунти. Там розводять сади чи займаються полеводством. Тому, хоча на околицях вулканів жити небезпечно, там майже завжди виростають селища чи міста.

Чому ж виверження вулканів і звідки береться така величезна енергія всередині земної кулі?

Відкриття явища радіоактивності в деяких хімічних елементів, особливо урану та торію, змушує думати, що всередині Землі накопичується тепло від розпаду радіоактивних елементів. Вивчення атомної енергії ще більше підтверджує цей погляд.

Нагромадження тепла Землі великий глибині розжарює речовина Землі. Температура піднімається так високо, що ця речовина мала б розплавитися, але під тиском верхніх шарів земної кори вона утримується у твердому стані. У тих місцях, де тиск верхніх шарів слабшає у зв'язку з рухом земної кори та утворенням тріщин, розпечені маси переходять у рідкий стан.

Маса розплавленої кам'яної породи, насичена газами, що утворюється глибоко в надрах землі, називається магмою. Вогнища магми розташовуються під земною корою, у верхній частині мантії, на глибині від 50 до 100 км. Під сильним тиском газів, що виділяються магма, розплавляючи навколишні породи, прокладає собі шлях і утворює жерло, або канал, вулкана. Гази, що звільняються, вибухами розчищають шлях по жерлу, розламують тверді породи і викидають шматки їх на велику висоту. Це завжди передує виливу лави.

Як розчинений у шипучому напої газ при розкорковуванні пляшки прагне вирватися, утворюючи піну, так і в жерлі вулкана піняча магма стрімко викидається газами, що з неї звільняються.

Втративши значну кількість газу, магма виливається з кратера і вже як лава тече схилами вулкана.

Якщо магма в земній корі не знаходить виходу на поверхню, то вона твердне у вигляді жил у тріщинах земної кори.

Іноді магма впроваджується по тріщині, піднімає куполом шар землі та застигає у формі, схожій на коровай хліба.

Лава буває різна за своїм складом і в залежності від цього може бути рідкою або густою та в'язкою. Якщо лава рідка, вона відносно швидко розтікається, утворюючи своєму шляху лавопади. Гази, вириваючись із кратера, викидають розпечені фонтани лави, бризки якої застигають у кам'яні краплі – лавові сльози. Густа лава тече повільно, ламається на брили, що нагромаджуються один на одного, а гази, що виходять з неї, відривають від брил шматки в'язкої лави, високо підкидаючи їх. Якщо згустки такої лави при зльоті обертаються, то вони набувають веретеноподібної або кулястої форми.

Рис. 1.3. - Райони, схильні до землетрусів, і найбільші вулкани.

.2 Клімат - головний зональний компонент графічної оболонки

вулкан клімат зональний графічний

Клімат, багаторічний режим погоди на цій території. Погоду будь-якої миті часу характеризують певні комбінації температури, вологості, напрями та швидкості вітру. У деяких типах клімату погода суттєво змінюється щодня або за сезонами, в інших – залишається незмінною. Кліматичні описи ґрунтуються на статистичному аналізі середніх та екстремальних метеорологічних характеристик. Як фактор природного середовища клімат впливає на географічний розподіл рослинності, ґрунтів та водних ресурсів і, отже, на землекористування та економіку. Клімат також впливає на умови життя та здоров'я людини.

Кліматологія - наука про клімат, що вивчає причини формування різних типів клімату, їхнє географічне розміщення та взаємозв'язки клімату та інших природних явищ. Кліматологія тісно пов'язані з метеорологією - розділом фізики, вивчає короткострокові стану атмосфери, тобто. погоду.

Кліматоутворюючі фактори

Клімат формується під впливом кількох факторів, які забезпечують атмосферу теплом та вологою та визначають динаміку повітряних течій. Головні кліматоутворюючі фактори - становище Землі щодо Сонця, розподіл суші та моря, загальна циркуляція атмосфери, морські течії, а також рельєф земної поверхні.

Становище Землі. При зверненні Землі навколо Сонця кут між полярною віссю і перпендикуляром до площини орбіти залишається постійним і становить 23°30". Цим рухом пояснюється зміна кута падіння сонячних променів на земну поверхню опівдні на певній широті протягом року. Землю в даному місці, тим ефективніше Сонце нагріває поверхню.Тільки між Північним і Південним тропіками (від 23 ° 30 "пн.ш. до 23 ° 30" пд.ш.) сонячні промені в певний час року падають на Землю вертикально, і тут Сонце опівдні завжди високо піднімається над горизонтом, тому в тропіках зазвичай тепло в будь-яку пору року У більш високих широтах, де Сонце стоїть нижче над горизонтом, прогрівання земної поверхні менше. Там спостерігаються значні сезонні зміни температури (чого не буває в тропіках) а взимку кут падіння сонячних променів порівняно невеликий і дні істотно коротші.На екваторі день і ніч завжди мають рівну тривалість, тоді як на підлогу юсах день триває всю літню половину року, а взимку Сонце ніколи не сходить над горизонтом. Тривалість полярного дня лише частково компенсує низьке стояння Сонця над горизонтом, і в результаті тут прохолодне літо. У темні зими полярні райони швидко втрачають тепло і сильно вихолоджуються.

Розподіл суші та моря. Вода нагрівається і остигає повільніше, ніж суша. Тому температура повітря над океанами має менші добові та сезонні зміни, ніж над материками. У прибережних районах, де вітри дмуть із моря, літо загалом прохолодніше, а зима тепліше, ніж у внутрішніх областях материків тієї ж широті. Клімат таких навітряних узбереж називається морським. Внутрішні райони материків у помірних широтах характеризуються значними відмінностями літніх та зимових температур. У таких випадках говорять про континентальний клімат.

Акваторії є основним джерелом атмосферної вологи. Коли вітри дмуть із теплих океанів на сушу, там випадає багато опадів. На навітряних узбережжях зазвичай вища відносна вологість і хмарність і більше днів із туманами, ніж у внутрішніх регіонах.

Циркуляція атмосфери. Характер баричного поля та обертання Землі зумовлюють загальну циркуляцію атмосфери, завдяки якій тепло та волога постійно перерозподіляються по земній поверхні. Вітри дмуть із областей високого тиску в області низького тиску. Високий тиск пов'язаний зазвичай з холодним, щільним повітрям, тоді як низький - з теплим і менш щільним. Обертання Землі змушує повітряні потоки відхилятися вправо в Північній півкулі і вліво - в Південній. Таке відхилення зветься «ефект Коріоліса».

Як у Північній, так і в Південній півкулі у приземних шарах атмосфери налічуються по три головні зони вітрів. У внутрішньотропічній зоні конвергенції у екватора північно-східний пасат зближується з південно-східним. Пасатні вітри зароджуються у субтропічних областях високого тиску, найбільш розвинених над океанами. Потоки повітря, рухаючись у напрямку полюсів і відхиляючись під впливом сили Коріоліса, формують переважний західний перенесення. В області полярних фронтів помірних широт західний перенесення зустрічається з холодним повітрям високих широт, утворюючи зону баричних систем із низьким тиском у центрі (циклонів), що рухаються із заходу на схід. Хоча повітряні течії в полярних областях виражені менш яскраво, іноді виділяють полярний східний перенесення. Ці вітри дмуть головним чином із північного сходу у Північній півкулі та з південного сходу – у Південному. Маси холодного повітря часто проникають у помірні широти.

Вітри в областях сходження повітряних течій утворюють висхідні потоки повітря, що охолоджується з висотою. При цьому можливе утворення хмар, що часто супроводжується випаданням опадів. Тому у внутрішньотропічній зоні конвергенції та фронтальних зонах у поясі переважаючого західного переносу випадає багато опадів.

Вітри, що дмуть у більш високих шарах атмосфери, замикають систему циркуляції в обох півкулях. Повітря, яке піднімається вгору в зонах конвергенції, спрямовується в області високого тиску і там опускається. При цьому зі збільшенням тиску нагрівається, що призводить до формування сухого клімату, особливо на суші. Такі низхідні потоки повітря визначають клімат Сахари, розташованої у субтропічному поясі високого тиску у Північній Африці.

Сезонні зміни прогрівання та охолодження зумовлюють сезонні переміщення головних баричних утворень та систем вітрів. Зони вітрів влітку зрушуються до полюсів, що призводить до змін погодних умов на даній широті. Так, для африканських саван, покритих трав'янистою рослинністю з деревами, що рідко ростуть, характерні дощове літо (завдяки впливу внутрішньотропічної зони конвергенції) і суха зима, коли на цю територію зміщується область високого тиску з низхідними потоками повітря.

На сезонні зміни загальної циркуляції атмосфери впливає також розподіл суші та моря. Влітку, коли Азіатський материк прогрівається і над ним встановлюється область нижчого тиску, ніж над навколишніми океанами, прибережні південні та південно-східні райони зазнають впливу вологих повітряних потоків, спрямованих з моря на сушу і рясні дощі. Взимку повітря стікає з холодної поверхні материка на океани і дощів випадає набагато менше. Такі вітри, що змінюють напрямок на протилежний залежно від сезону, називаються мусонами.

Океанічні течії формуються під впливом приповерхневих вітрів та відмінностей у щільності води, обумовлених змінами її солоності та температури. На напрям течій впливають сила Коріоліса, форма морських басейнів та контури берегів. Загалом циркуляція океанічних течій подібна до розподілу повітряних потоків над океанами і відбувається за годинниковою стрілкою в Північній півкулі і проти годинникової стрілки - в Південному.

Перетинаючи теплі течії, що направляються до полюсів, повітря стає більш теплим і вологим і надає відповідний вплив на клімат. Океанічні течії, що прямують до екватора, несуть прохолодні води. Проходячи вздовж західних околиць материків, вони знижують температуру і вологоємність повітря, і, відповідно, клімат під впливом стає прохолоднішим і сухим. Завдяки конденсації вологи поблизу холодної поверхні моря у таких районах часто виникають тумани.

Рельєф земної поверхні. Великі форми рельєфу істотно впливають на клімат, який змінюється залежно від висоти місцевості і за взаємодії повітряних потоків з орографічними перешкодами. Температура повітря з висотою зазвичай знижується, що призводить до формування в горах і на плато прохолоднішого клімату, ніж на суміжних низинах. Крім того, височини та гори утворюють перешкоди, що змушують повітря підніматися вгору та розширюватися. У міру розширення він охолоджується. Таке охолодження, зване адіабатичним, часто призводить до конденсації вологи та формування хмар та опадів. Більшість опадів, зумовлених бар'єрним ефектом гір, випадає з їхньої навітряної боці, а підвітряна сторона залишається у «дощової тіні». Повітря, що опускається на підвітряних схилах, при стисканні нагрівається, утворюючи теплий сухий вітер, відомий під назвою «фен».

Клімат та широта

У кліматичних оглядах Землі доцільно розглядати широтні зони. Розподіл кліматичних поясів у Північній та Південній півкулях симетричний. На північ і південь від екватора розташовані тропічна, субтропічна, помірна, субполярна та полярна зони. Також симетричні баричні поля та зони переважних вітрів. Отже, більшу частину типів клімату однієї півкулі можна знайти на аналогічних широтах в іншій півкулі.

Основні типи клімату

Класифікація кліматів дає впорядковану систему для характеристики типів клімату, їх районування та картографування. Типи клімату, що переважають великих територіях, називаються макрокліматами. Макрокліматичний район повинен мати більш менш однорідні кліматичні умови, що відрізняють його від інших районів, хоча й являють собою лише узагальнену характеристику (оскільки не існує двох місць з ідентичним кліматом), що більше відповідає реаліям, ніж виділення кліматичних районів тільки на основі приналежності до певного широтно -Географічному поясу.

Клімат льодовикових покривів панує в Гренландії та Антарктиді, де середні місячні температури нижче 0 ° C. У темну зимову пору року ці регіони зовсім не отримують сонячної радіації, хоча там бувають сутінки та полярні сяйва. Навіть улітку сонячне проміння падає на земну поверхню під невеликим кутом, що знижує ефективність прогріву. Більша частина сонячної радіації, що приходить, відображається льодом. Як улітку, і взимку у піднесених районах Антарктичного льодовикового покриву переважають низькі температури. Клімат внутрішніх районів Антарктиди набагато холодніший за клімат Арктики, оскільки південний материк відрізняється великими розмірами і висотами, а Північний Льодовитий океан пом'якшує клімат, незважаючи на широке поширення пакових льодів. Влітку під час коротких потеплінь лід, що дрейфує, іноді тане.

Опади на льодовикових покривах випадають як снігу чи дрібних частинок крижаного туману. Внутрішні райони щорічно отримують лише 50-125 мм опадів, але на узбережжі може випадати і понад 500 мм. Іноді циклони приносять у ці райони хмарність та сніг. Снігопади часто супроводжуються сильними вітрами, які переносять значну масу снігу, здуваючи його зі скель. Сильні стокові вітри з хуртовицями дмуть із холодного льодовикового щита, виносячи сніг на узбережжя.

Субполярний клімат проявляється в тундрових районах на північних околицях Північної Америки та Євразії, а також на Антарктичному півострові та прилеглих до нього островах. У східній Канаді та Сибіру південний кордон цього кліматичного поясу проходить значно південніше Полярного кола через сильно виражений вплив великих масивів суші. Це призводить до затяжних та вкрай холодних зим. Літо коротке і прохолодне із середніми місячними температурами, що рідко перевищують +10° С. До певної міри довгі дні компенсують нетривалість літа, проте на більшій частині території тепла, що отримується, недостатньо для повного відтавання грунтів. Постійно мерзлий ґрунт, званий багаторічною мерзлотою, стримує зростання рослин та фільтрацію талих вод у ґрунт. Тому влітку плоскі ділянки виявляються заболоченими. На узбережжі зимові температури дещо вищі, а літні – дещо нижчі, ніж у внутрішніх районах материка. Влітку, коли вологе повітря знаходиться над холодною водою або морською кригою, на арктичних узбережжях часто виникають тумани.

Річна сума опадів зазвичай не перевищує 380 мм. Більша частина їх випадає у вигляді дощу або снігу влітку, при проходженні циклонів. На узбережжі переважна більшість опадів може бути принесена зимовими циклонами. Але низькі температури та ясна погода холодного сезону, характерні для більшості областей із субполярним кліматом, несприятливі для значного снігонакопичення.

Субарктичний клімат відомий також під назвою «клімат тайги» (за переважним типом рослинності - хвойних лісів). Цей кліматичний пояс охоплює помірні широти Північної півкулі – північні області Північної Америки та Євразії, розташовані безпосередньо на південь від субполярного кліматичного поясу. Тут проявляються різкі сезонні кліматичні відмінності через становище цього кліматичного поясу досить високих широтах у внутрішніх частинах материків. Зими затяжні і вкрай холодні, і що на північ, то коротші дні. Літо коротке та прохолодне з довгими днями. Взимку період із негативним температурами дуже тривалий, а влітку температура часом може перевищувати +32° З. У Якутську середня температура січня -43° З, липня - +19° З, тобто. річна амплітуда температур досягає 62 ° С. Більш м'який клімат характерний для приморських територій, наприклад, південної Аляски або північної Скандинавії.

На більшій частині кліматичного поясу, що розглядається, випадає менше 500 мм опадів на рік, причому їх кількість максимально на навітряних узбережжях і мінімально у внутрішній частині Сибіру. Снігу взимку випадає дуже мало, снігопади пов'язані з рідкісними циклонами. Літо зазвичай більш вологе, причому дощі йдуть переважно при проходженні атмосферних фронтів. На узбережжях часто бувають тумани та хмарно. Взимку у сильні морози над сніговим покривом висять крижані тумани.

Вологий континентальний клімат з коротким літом уражає великої смуги помірних широт Північної півкулі. У Північній Америці вона тягнеться від прерій на півдні центральної Канади до узбережжя Атлантичного океану, а в Євразії охоплює більшу частину Східної Європи та деякі райони Середнього Сибіру. Такий же тип клімату спостерігається японською о. Хоккайдо та на півдні Далекого Сходу. Основні кліматичні особливості цих районів визначаються переважним західним перенесенням та частим проходженням атмосферних фронтів. У суворі зими середні температури повітря можуть знижуватися до -18 ° С. Літо коротке та прохолодне, безморозний період менше 150 днів. Річна амплітуда температур не така велика, як в умовах субарктичного клімату. У Москві середні температури січня -9 ° С, липня - +18 ° С. У цьому кліматичному поясі постійну загрозу для сільського господарства становлять весняні заморозки. У приморських провінціях Канади, у Новій Англії та на о. Хоккайдо зими тепліше, ніж у внутрішньоконтинентальних районах, оскільки східні вітри часом приносять тепліше океанічне повітря.

Річна кількість опадів коливається від 500 мм у внутрішніх частинах материків до 1000 мм на узбережжях. На більшій частині району опади випадають переважно влітку, часто під час грозових злив. Зимові опади, переважно у вигляді снігу, пов'язані з проходженням фронтів у циклонах. Завірюхи часто спостерігаються в тилу холодного фронту.

Вологий континентальний клімат із довгим літом. Температури повітря та тривалість літнього сезону збільшуються на південь у районах вологого континентального клімату. Такий тип клімату проявляється у помірному широтному поясі Північної Америки від східної частини Великих Рівнин до атлантичного узбережжя, а південно-східній Європі - у пониззі Дунаю. Подібні кліматичні умови виражені також у північно-східному Китаї та центральній Японії. Тут також переважає західне перенесення. Середня температура найтеплішого місяця +22 ° С (але температури можуть перевищувати +38 ° С), літні ночі теплі. Зими не такі холодні, як в областях вологого континентального клімату з коротким літом, але температура іноді опускається нижче 0 ° С. Річна амплітуда температур зазвичай становить 28 ° С, як, наприклад, в Пеорії (шт. Іллінойс, США), де середня температура січня -4 ° С, а липня - +24 ° С. На узбережжі річні амплітуди температур зменшуються.

Найчастіше в умовах вологого континентального клімату з довгим літом випадає від 500 до 1100 мм опадів на рік. Найбільше опадів приносять літні грозові зливи під час вегетаційного сезону. Взимку дощі та снігопади в основному пов'язані з проходженням циклонів та пов'язаних з ними фронтів.

Морський клімат помірних широт притаманний західним узбережжям материків, насамперед північно-західної Європи, центральній частині тихоокеанського узбережжя Північної Америки, півдні Чилі, південному сходу Австралії та Нової Зеландії. На перебіг температури повітря пом'якшувальний вплив мають переважні західні вітри, що дмуть з океанів. Зими м'які із середніми температурами найхолоднішого місяця вище 0°С, але коли узбережжя досягають потоки арктичного повітря, бувають і морози. Літо загалом досить тепле; при вторгненнях континентального повітря вдень температура може на короткий час підвищуватись до +38° С. Цей тип клімату з невеликою річною амплітудою температур є найбільш помірним серед кліматів помірних широт. Наприклад, у Парижі середня температура січня +3°С, липня - +18°С.

У районах помірного морського клімату середня річна сума опадів коливається від 500 до 2500 мм. Найбільш зволожені навітряні схили прибережних гір. У багатьох районах опади випадають досить рівномірно протягом року, виняток становить північно-західне тихоокеанське узбережжя США з дуже вологою зимою. Циклони, що рухаються з океанів, приносять багато опадів на західні материкові околиці. Взимку, як правило, тримається хмарна погода зі слабкими дощами та рідкими короткочасними снігопадами. На узбережжях звичайні тумани, особливо влітку та восени.

Вологий субтропічний клімат уражає східних узбереж материків на північ і південь від тропіків. Основні області поширення - південний схід США, деякі південно-східні райони Європи, північ Індії та М'янми, східний Китай та південна Японія, північно-східна Аргентина, Уругвай та південь Бразилії, узбережжя провінції Натал у ПАР та східне узбережжя Австралії. Літо у вологих субтропіках тривале та спекотне, з такими ж температурами, як і у тропіках. Середня температура найтеплішого місяця перевищує +27 ° С, а максимальна - +38 ° С. Зими м'які, із середніми місячними температурами вище 0 ° С, але випадкові заморозки надають згубний вплив на плантації овочів та цитрусових.

У вологих субтропіках середні річні суми опадів коливаються від 750 до 2000 мм, розподіл опадів сезонів досить рівномірний. Взимку дощі та рідкісні снігопади приносяться головним чином циклонами. Влітку опади випадають переважно у вигляді грозових злив, пов'язаних із потужними затоками теплого та вологого океанічного повітря, характерними для мусонної циркуляції східної Азії. Урагани (або тайфуни) виявляються наприкінці літа та восени, особливо в Північній півкулі.

Субтропічний клімат із сухим літом типовий для західних узбереж материків на північ і південь від тропіків. У Південній Європі та Північній Африці такі кліматичні умови характерні для узбереж Середземного моря, що стало приводом називати цей клімат також середземноморським. Такий же клімат у південній Каліфорнії, центральних районах Чилі, на крайньому півдні Африки та у ряді районів на півдні Австралії. У всіх цих районах спекотне літо та м'яка зима. Як і у вологих субтропіках, взимку зрідка бувають морози. У внутрішніх районах влітку температури значно вищі, ніж на узбережжях, і часто такі ж, як у тропічних пустелях. Загалом переважає ясна погода. Влітку на узбережжях, поблизу яких проходять океанічні течії, часто бувають тумани. Наприклад, у Сан-Франциско літо прохолодне, туманне, а найтепліший місяць – вересень.

Максимум опадів пов'язані з проходженням циклонів взимку, коли переважаючі західні повітряні потоки зміщуються до екватору. Вплив антициклонів та низхідні потоки повітря під океанами зумовлюють сухість літнього сезону. Середня річна кількість опадів в умовах субтропічного клімату коливається від 380 до 900 мм та досягає максимальних величин на узбережжях та схилах гір. Влітку зазвичай опадів не вистачає для нормального росту дерев, і тому там розвивається специфічний тип вічнозеленої чагарникової рослинності, відомий під назвами маквіс, чапарраль, малі, макія і фінбош.

Семіаридний клімат помірних широт (синонім – степовий клімат) характерний переважно для внутрішньоматерикових районів, віддалених від океанів – джерел вологи – і зазвичай розташованих у дощовій тіні високих гір. Основні райони з семіаридним кліматом - міжгірські улоговини та Великі Рівнини Північної Америки та степи центральної Євразії. Спекотне літо та холодна зима обумовлені внутрішньоматериковим становищем у помірних широтах. Принаймні один зимовий місяць має середню температуру нижче 0°, а середня температура найтеплішого літнього місяця перевищує +21°С. Температурний режим і тривалість безморозного періоду істотно змінюються в залежності від широти.

Термін "семіаридний" застосовується для характеристики цього клімату, тому що він менш сухий, ніж власне аридний клімат. Середня річна сума опадів зазвичай менше 500 мм, але понад 250 мм. Оскільки для розвитку степової рослинності в умовах більш високих температур потрібна більша кількість опадів, широтно-географічне та висотне положення місцевості визначають кліматичні зміни. Для семіаридного клімату немає загальних закономірностей розподілу опадів протягом року. Наприклад, у районах, що межують із субтропіками із сухим літом, відзначається максимум опадів взимку, тоді як у районах, суміжних із областями вологого континентального клімату, дощі випадають переважно влітку. Циклони помірних широт приносять більшу частину зимових опадів, які часто випадають у вигляді снігу та можуть супроводжуватися сильними вітрами. Літні грози нерідко бувають із градом. Кількість опадів сильно змінюється від року до року.

Аридний клімат помірних широт притаманний головним чином центрально-азіатським пустелях, але в заході США - лише невеликим ділянкам в межгорных улоговинах. Температури такі ж, як у районах із семіаридним кліматом, проте опадів тут недостатньо для існування зімкнутого природного рослинного покриву та середні річні суми зазвичай не перевищують 250 мм. Як і семіаридних кліматичних умовах, кількість опадів, що визначає аридність, залежить від термічного режиму.

Семіаридний клімат низьких широт переважно типовий для околиць тропічних пустель (наприклад, Сахари і пустель центральної Австралії), де низхідні потоки повітря в субтропічних зонах високого тиску виключають випадання опадів. Від семіаридного клімату помірних широт клімат відрізняється дуже спекотним літом і теплою зимою. Середні місячні температури вище 0 ° С, хоча взимку іноді трапляються заморозки, особливо в районах, найбільш віддалених від екватора і на великих висотах. Кількість опадів, необхідне існування зімкнутої природної трав'янистої рослинності, тут вище, ніж у помірних широтах. У приекваторіальній смузі дощі йдуть переважно влітку, тоді як на зовнішніх (північних та південних) околицях пустель максимум опадів припадає на зиму. Опади переважно випадають у вигляді грозових злив, а взимку дощі приносяться циклонами.

Аридний клімат низьких широт. Це спекотний сухий клімат тропічних пустель, що тягнуться вздовж Північного і Південного тропіків і перебувають більшу частину року під впливом субтропічних антициклонів. Порятунок від виснажливої літньої спеки можна знайти лише на узбережжях, що омиваються холодними океанічними течіями, або в горах. На рівнинах середні літні температури помітно перевищують +32°, зимові зазвичай вище +10°.

На більшій частині цього кліматичного району середня річна сума опадів не перевищує 125 мм. Буває так, що на багатьох метеорологічних станціях кілька років поспіль взагалі не реєструються опади. Іноді середня річна сума опадів може досягати 380 мм, але й цього все ж таки достатньо лише для розвитку розрідженої пустельної рослинності. Зрідка опади випадають у формі нетривалих сильних грозових злив, але вода швидко стікає, утворюючи зливи. Найбільш посушливі райони розташовані вздовж західних берегів Південної Америки та Африки, де холодні океанічні течії перешкоджають формуванню хмар та випаданню опадів. На цих узбережжях часто бувають тумани, що утворюються за рахунок конденсації вологи в повітрі над холоднішою поверхнею океану.

Середні річні суми опадів коливаються від 750 до 2000 мм. Протягом літнього дощового сезону визначальний вплив на клімат має внутрішньотропічна зона конвергенції. Тут часто бувають грози, іноді протягом тривалого часу зберігається хмарність із затяжними дощами. Зима суха, оскільки цього сезону панують субтропічні антициклони. У деяких районах дощі не випадають протягом двох-трьох зимових місяців. У Південній Азії вологий сезон збігається з літнім мусоном, який приносить вологу з Індійського океану, а взимку сюди поширюються азіатські сухі континентальні повітряні маси.

Вологий тропічний клімат, або клімат вологих тропічних лісів, поширений в екваторіальних широтах в басейнах Амазонки в Південній Америці та Конго в Африці, на півострові Малакка і на островах Південно-Східної Азії. У вологих тропіках середня температура будь-якого місяця не менше +17°С, зазвичай середня місячна температура близько +26°С. температури невеликі. Вологе повітря, хмарність і густий рослинний покрив перешкоджають нічному охолодженню та підтримують максимальні денні температури нижче +37°С, нижчі, ніж у вищих широтах.

Середня річна кількість опадів у вологих тропіках коливається від 1500 до 2500 мм, розподіл за сезонами зазвичай досить рівномірний. Опади в основному пов'язані з внутрішньотропічною зоною конвергенції, яка розташовується трохи на північ від екватора. Сезонні усунення цієї зони на північ і південь у деяких районах призводять до формування двох максимумів опадів протягом року, розділених більш сухими періодами. Щодня тисячі гроз прокочуються над вологими тропіками. У проміжках між ними сонце світить на повну силу.

Клімати високогір'я. У високогірних районах значне розмаїття кліматичних умов зумовлено широтно-географічним положенням, орографічними бар'єрами та різною експозицією схилів по відношенню до Сонця та вологоносних повітряних потоків. Навіть на екваторі в горах зустрічаються сніжники-перельоти. Нижня межа вічних снігів опускається до полюсів, досягаючи рівня моря у полярних районах. Подібно до неї та інші межі висотних термічних поясів знижуються в міру наближення до високих широт. Навітряні схили гірських хребтів одержують більше опадів. На гірських схилах, відкритих для вторгнення холодного повітря, можливе зниження температури. В цілому для клімату високогір'я характерні нижчі температури, більша хмарність, більша кількість опадів і складніший вітровий режим, ніж для клімату рівнин на відповідних широтах. Характер сезонних змін температур та опадів у високогір'ях зазвичай такий самий, як і на прилеглих рівнинах.

Зміни клімату

Гірські породи, рослинні залишки, рельєф і льодовикові відкладення містять інформацію про значні коливання середніх температур і опадів протягом геологічного часу. Зміни клімату також можуть вивчатися на основі аналізу річних кілець деревини, алювіальних відкладень, донних опадів океанів та озер та органічних відкладень торфовищ. Протягом кількох останніх мільйонів років загалом відбувалося похолодання клімату, нині, судячи з безперервного скорочення полярних льодовикових покривів, ми, певне, перебуваємо наприкінці льодовикового періоду.

Кліматичні зміни за історичний період іноді можна реконструювати на основі інформації про голод, повені, покинуті поселення та міграції народів. Безперервні ряди вимірювань температури повітря є лише метеорологічних станцій, розташованих переважно у Північній півкулі. Вони охоплюють лише трохи більше одного століття. Ці дані свідчать, що за останні 100 років середня температура на земній кулі підвищилася майже на 0,5 ° С. Ця зміна відбувалася не плавно, а стрибкоподібно - різкі потепління змінювалися відносно стабільними етапами.

Фахівці різних галузей знання запропонували численні гіпотези пояснення причин кліматичних змін. Дехто вважає, що кліматичні цикли визначаються періодичними коливаннями сонячної активності з інтервалом близько 11 років. На річні та сезонні температури могли впливати зміни форми орбіти Землі, що призводило до зміни відстані між Сонцем та Землею. В даний час Земля знаходиться ближче до Сонця в січні, проте приблизно 10 500 років тому таке становище вона займала в липні. Згідно з ще однією гіпотезою, залежно від кута нахилу земної осі змінювалася кількість сонячної радіації, що надходила на Землю, що впливало на загальну циркуляцію атмосфери. Ймовірно також, що полярна вісь Землі займала інше становище. Якщо географічні полюси перебували на широті сучасного екватора, то відповідно зміщувалися і кліматичні пояси.

Так звані географічні теорії пояснюють довготривалі коливання клімату рухами земної кори та зміною положення материків та океанів. У світлі глобальної тектоніки плит упродовж геологічного часу материки переміщувалися. В результаті змінювалося їхнє становище по відношенню до океанів, а також по широті. У процесі гороутворення формувалися гірські системи з прохолоднішим і, можливо, більш вологим кліматом.

Забруднення атмосфери також сприяє зміні клімату. Великі маси пилу та газів, що надходили в атмосферу при виверженнях вулканів, епізодично ставали перешкодою на шляху сонячної радіації та призводили до охолодження земної поверхні. Підвищення концентрації деяких газів у атмосфері посилює загальну тенденцію до потепління.

Парниковий ефект. Подібно до скляного даху теплиці, багато газів пропускають більшу частину теплової та світлової енергії Сонця до поверхні Землі, але перешкоджають швидкій віддачі випромінюваного нею тепла в навколишній простір. Основними викликаючими «парниковий» ефект газами є водяна пара і вуглекислий газ, а також метан, фторвуглеці та оксиди азоту. Без парникового ефекту температура земної поверхні знизилася б настільки сильно, що вся планета вкрилася б льодом. Проте надмірне посилення парникового ефекту може стати катастрофічним.

З початку промислової революції кількість парникових газів (в основному вуглекислого) в атмосфері зросла за рахунок господарської діяльності людини і особливо спалювання викопного палива. Багато вчених у даний час вважають, що зростання середньої глобальної температури після 1850 р. відбулося головним чином внаслідок збільшення вмісту в атмосфері вуглекислого газу та інших парникових газів антропогенного походження. Якщо сучасні тенденції використання викопного палива збережуться і в 21 ст., середня глобальна температура може підвищитися на 2,5-8° С до 2075 року. 2030.

Прогнозоване підвищення температури може призвести до танення полярних льодів і більшості гірських льодовиків, внаслідок чого рівень моря підніметься на 30-120 см. Все це може позначитися на зміні погодних умов на Землі з такими можливими наслідками, як тривалі посухи у провідних сільськогосподарських регіонах світу .

Однак глобальне потепління як наслідок парникового ефекту може бути сповільнене, якщо скоротити викиди вуглекислого газу при спалюванні викопного палива. Таке скорочення потребувало б обмежень його використання в усьому світі, більш ефективного споживання енергії та розширення застосування альтернативних енергетичних джерел (наприклад, енергії води, Сонця, вітру, водню тощо).

2. Вплив вулканізму на клімат

.1 Райони розповсюдження вулканів

В даний час на земній поверхні налічується 524 вулкани, що виявляють тією чи іншою мірою свою діяльність, у тому числі 68 вулканів підводних. Їх розподіл наведено у таблиці 1.

Таблиця 1. Розподіл вулканів

Області розподілу та райони діяльності вулканів	Кількість вулканів
	наземних	підводних
Камчатка
Курильські острова
о. Тайвань
У морі, за 200 км. від Південно-східного узбережжя Південного В'єтнаму
Філіппінські острови
О - ва Сангі
О. Целебес
Зал. Томіні
О. Джайлоло
О. Нова Гвінея
О. Нова Британія
Соломонові з-ва
О. Санта - Крус
О. Нові Гебриди
О. Лоялті
О. Нова Зеландія
Антарктида
Пд. Америка
О. Хуан - Фернандес
Галапагоські острови
Центр. Америка
Північна Америка

О. Унімак
Алеутські о.
Гавайські о.


О. Кермадек

Мала Азія
Середземне море

Індійський океан без Яванської дуги
Яванська дуга
О. Ян-Майєн
Ісландія
Півн. Атлантика
Азорські о.
Центр. та Пд. Атлантика
Вест - Індія

Сучасні вулкани на пам'яті людства зробили понад 2500 вивержень. Згаслих вулканів, тобто. які не виявили в історії людства своєї активності, але зберегли певною мірою свою форму і будову, налічується принаймні в п'ять-шість разів більше, ніж діючих.

Вулкани розподіляються нерівномірно. У північній півкулі розміщується значно більше вулканів, ніж у південній, а особливо вони поширені в екваторіальній зоні. На континентах такі області, як європейська частина СРСР, Сибір (без Камчатки), Скандинавія, Бразилія, Австралія та інші майже зовсім позбавлені вулканів. Інші області - Камчатка, Ісландія, острови Середземного моря, Індійського та Тихого океанів та західне узбережжя Америки - дуже багаті на вулкани. Найбільше вулканів зосереджено на узбережжях та островах Тихого океану (322 вулкани, або 61,7%), де вони утворюють так зване Тихоокеанське вогняне кільце (рис. 22).

Вулкани іноді виникають і зараз. Наприклад, 1943 р. у Мексиці на полі одного селянина протягом доби утворився 10-метровий конус нового вулкана Перикутін. Через рік висота Перікутіна досягла вже 350 м-коду.

При погляді на карту географічного поширення вулканів привертає увагу приуроченість їх до островів, архіпелагів і берегових зон континентів. Ця видимість породила в минулому столітті хибну теорію, яка вважала головною причиною вулканічної діяльності доступ океанічної води до магматичних осередків глибокими тріщинами. Послідовники цієї гіпотези вважали, що з дотиком води з розплавленою магмою утворюються колосальні маси пари, які своїм наростаючим тиском виробляють вулканічні виверження. Ця гіпотеза незабаром була спростована численними фактами, наприклад наявністю вулканів на континентах за сотні кілометрів від водних басейнів, незначним вмістом водяної пари серед газових виділень деяких вулканів тощо.

В даний час загальновизнані залежність вулканічної діяльності від тектонічних процесів і звичайна приуроченість їх до геосинклінальних областей, як найбільш рухливих зон земної кори. У процесі тектонічних рухів у цих зонах з'являються глибокі розлами, обвалення, підняття та опускання окремих блоків земної кори, що супроводжуються складкоутворенням, землетрусами та вулканічною діяльністю. Головними областями тектонічних рухів у наш час є Тихоокеанська, Середземноморська, Атлантична та Індійська зони. Звичайно, абсолютна більшість сучасних вулканів розташована в їх межах.

Тихоокеанська зона простягається від Камчатки на південь через острови: Курильські, Японські, Філіппінські, Нову Гвінею, Соломонові, Нові Гебриди та Нову Зеландію. У бік Антарктики «вогняне кільце» Тихого океану переривається і потім продовжується вздовж західного узбережжя Америки від Вогняної Землі та Патагонії через Анди та Кордильєри до південного берега Аляски та Алеутських островів. До центральних частин Тихого океану присвячена вулканічна група Сандвічевих островів, островів Самоа, острови Тонга, Кермадек та Галапогоських островів. У складі тихоокеанського вогняного кільця налічується майже 4/5 всіх вулканів Землі, які в історичний час виявили більш ніж 2000 вивержень.

Середземноморська зона охоплює вулканічну діяльність у межах альпійської геосинкліналі від крайнього заходу Європи до південно-східного закінчення Азії, захоплюючи острови Малайського архіпелагу. У межах цієї зони вулканічна діяльність найактивніша у крайових частинах, тобто. на еападі в районі Середземного моря та на сході в Малайському архіпелазі. У Південній та Центральній Європі до цієї зони належать згаслі вулканічні райони Оверні (Франція), Ейфеля (ФРН) та Чехії. Потім йдуть середземноморські вулкани, що поділяються на три групи: італійсько-сицилійську з такими відомими вулканами як Везувій, Етна, Стромболі, Волкано; сицилійсько-іонічну, що включає Пантелерію та деякі підводні виверження; і егейську, в якій активним центром, що найбільш виділяється, є вулкан Санторін.

Далі на схід зона включає такі згаслі вулкани, як Ельбрус та Казбек на Кавказі, Арарат у Туреччині та Демавенд в Ірані. На Памірі й у Гімалаях, соціальній та інших сильно стиснутих ядрами складчастих ланцюгах півдня Азії немає молодої вулканічної діяльності, але вже у Бірмі знову з'являються молоді вулкани. Потім зона охоплює одну з найактивніших областей вулканічної діяльності на Землі – область Малайського архіпелагу. Тут відомі тільки на островах Суматра 11 вулканів, що діють, на Яві - 19, на Малих Зондських - 15 і Південно-Молукських - 3. Інтенсивність вулканічних проявів на островах архіпелагу пояснюється тим, що тут середземноморська зона змикається з «вогненним кільцем» Тихого.

Атлантична зона включає в північній частині такі відомі вулканічні області, як Ісландія, де відомо 26 вулканів, що діють, у тому числі 4 підводних і дуже велика кількість згаслих. Серед діючих найбільшою активністю відрізняється Гекла - вулкан заввишки 1557 м з п'ятьма кратерами, який у поточному тисячолітках здійснив близько 30 вивержень. На північний захід від Ісландії в Атлантичному океані відомий один невеликий вулкан на о. Ян-Майєн. На південь, поблизу африканського берега, знаходяться Канарські острови з кількома вулканами (у тому числі Пік-Тенериф) та острови Зеленого Мису з одним вулканом Фогу, що діє. На північний захід від Канарських островів розташовується група Азорських островів вулканічного походження, поблизу яких було зареєстровано чотири підводні виверження. В екваторіальній та південній частинах Атлантичного океану відомі вулканічні острови Гвінейської затоки, Вознесіння, Святої Олени та Трістан-да-Кунья, хоча вулканічна діяльність на них припинилася давно. До атлантичної зони вулканізму відноситься також Гвінея на західному березі Екваторіальної Африки з одним вулканом Камерун, що діє.

Індійська зона включає три групи вулканічних островів в Індійському океані: коморську з вулканом Каратала, маскаренську з вулканом Пітон-де-ла-Фурнез і кергенську з вулканом, що діє, на о. Херд. Найбільший в останній групі о. Керген складний щитовими покривами базальту і може розглядатися як двійник о. Ісландія в Індійському океані. До індійської зони вулканів належать також вулкани Східної Африки та ознаки молодої вулканічної діяльності на Аравійському півострові та в Малій Азії. Вулкани Східної Африки, мабуть, пов'язані із системою глибоких тектонічних тріщин і витягнутими вздовж них вузькими площами опускання, що тягнуться від Червоного моря через Кенію та Танганьїку до берега Мозамбікської протоки.

Рис. 2.1. - Карта розподілу вулканів.

Кліматичні ефекти вулканічної діяльності

Температурний ефект. Вулканічний попіл, викинутий у повітря під час експлозивних вивержень, відбиває сонячну радіацію, знижуючи температуру повітря лежить на поверхні Землі. У той час як перебування дрібного пилу в атмосфері від виверження вулканського типу зазвичай вимірюється тижнями та місяцями, леткі речовини, такі як SO 2 можуть залишатися у верхніх шарах атмосфери протягом декількох років. Дрібні частки силікатного пилу та сірчаного аерозолю, концентруючись у стратосфері, збільшують оптичну товщину аерозольного шару, що веде до зменшення температури на поверхні Землі.

В результаті вивержень вулканів Агунг (о-в Балі, 1963) і Сент-Хеленс (США, 1980) спостерігається максимальне зниження температури поверхні Землі в Північній півкулі склало менше 0,1 °С. Однак для великих вивержень, наприклад вулкан Тамбора (Індонезія, 1815 р.), цілком можливе зниження температури на 0,5 ° С і більше.

Під час найбільших вивержень, подібних до того, що спостерігалося на вулкані Тамбора, кількість сонячної радіації, що проходить через стратосферу, зменшується приблизно на чверть. Гігантські виверження, подібні до того, в результаті якого утворився шар тефри (вулкан Тоба, Індонезія, близько 75 тис. л.н.), могли скорочувати проникнення сонячного світла до величин, що становлять менше сотої частки його норми, що перешкоджає фотосинтезу. Це виверження - одне з найбільших у плейстоцені, і дрібний пил, що викидається в стратосферу, мабуть, привів до майже загальної темряви на великій території протягом тижнів і місяців. Тоді, приблизно за 9-14 діб було викинуто близько 1000 км 3 магми, а ареал поширення пеплового шару перевищив принаймні 5106 км 2 .

Інша причина можливого похолодання обумовлюється екрануючим впливом аерозолів Н 2 SO 4 в стратосфері. Слідуючи, приймаємо, що в сучасну епоху в результаті вулканічної та фумарольної діяльності в атмосферу потрапляє приблизно 14 млн. тонн сірки щорічно, за її загальної природної емісії приблизно 14.28 млн. тонн. оксидів в Н 2 SO 4 (якщо вважати цю величину незмінною за розглянутий інтервал часу), наближається до мінімальної оцінки прямого надходження аерозолів у вигляді сірчаної кислоти до стратосфери внаслідок виверження вулкана Тоба. Більшість оксидів сірки відразу потрапляє у океан, формуючи сульфати, а певна частка сірковмісних газів виводиться шляхом сухого поглинання чи вимивається з тропосфери опадами. Тому очевидно, що виверження вулкана Тоба призвело до багаторазового збільшення кількості довгострокових аерозолів у стратосфері. Мабуть, найвиразніше ефект похолодання проявився у низьких широтах, особливо у суміжних. Оцінки кількості сонячної радіації, що проникає через стратосферний аерозоль та/або пелену дрібного пилу, залежно від їхньої маси. Крапки вказують на великі історичні та доісторичні виверження.

Тимчасові ряди кислотності для керна Crete ізольдів центральної Гренландії, що охоплюють період 533-1972 років. Ідентифікація вивержень, які найімовірніше відповідають найбільшим пікам кислотності, заснована на історичних джерелах регіонах - Індії, Малайзії. На глобальну значущість цього явища вказує також "кислий" слід вулкана Тоба, зареєстрований на глибинах 1033 і 1035 м у керні свердловин 3G та 4G на станції Схід в Антарктиді.

Свідчення вулканічної модуляції клімату протягом десятиліть отримано також при дослідженні деревних кілець та змін обсягів гірських льодовиків. У роботі показано, що періоди заморозків у західній частині США, встановлені за допомогою дендрохронології на основі деревних кілець, тісно погоджуються із зафіксованими виверженнями і, ймовірно, можуть бути пов'язані з пеленою вулканічних аерозолів у стратосфері в масштабах однієї або двох півкуль. Л. Скудері зазначив, що існує тісний взаємозв'язок між різною товщиною кілець на верхньому кордоні зростання лісів, чутливих до змін температури, профілями кислотності льодів Гренландії та настанням гірських льодовиків Сьєрри Невади (Каліфорнія). Різке зниження приросту дерев спостерігалося протягом року, наступного після виверження (в результаті якого утворилася аерозольна пелена), а зниження приросту кілець відбувалося протягом 13 років після виверження.

Найбільш перспективними джерелами інформації про минулі вулканічні аерозолі є все ж таки кислотність крижаного керна і сульфатні (кислотні) ряди - через те, що вони містять речові докази атмосферного завантаження хімічними домішками. Оскільки льоди можуть бути датовані на основі щорічної акумуляції, то можливе пряме співвідношення піків кислотності у верхніх шарах льоду з історичними виверженнями відомого періоду. При використанні цього підходу ранні піки кислотності невідомого походження співвідносяться також з певним віком. Очевидно, такі потужні виверження в голоцені, як невідомі події, що відбувалися 536-537 рр. і близько 50 р. до н.е., або Тамбора в 1815 р., призводили до явного зниження сонячної радіації та охолодження поверхні планети на один-два роки, що підтверджується історичними свідченнями.

У той самий час аналіз температурних даних дозволив припустити, що потепління в голоцені взагалі й у 1920-1930-х роках зокрема зумовлено зниженням вулканічної активності.

Розглядаючи можливий вплив на клімат вивержень, насамперед низькоширотних вулканів, або літніх вивержень у помірних чи високих широтах, необхідно враховувати тип вулканічного матеріалу. В іншому випадку це може призвести до багаторазової переоцінки теплового ефекту. Так, при експлозивних виверженнях з дацитовим типом магми (наприклад, влк. Сент-Хеленс) питомий внесок у формування аерозолів Н 2 SO 4 був майже в 6 разів менше, ніж при виверженні Кракатау, коли було викинуто близько 10 км 3 магми андезитового складу та утворилося приблизно 50 млн. тонн аерозолів Н 2 SO 4 . За ефектом забруднення атмосфери це відповідає вибуху бомб загальною потужністю 500 Мт і, відповідно, має мати суттєві наслідки для регіонального клімату.

Базальтові вулканічні виверження приносять ще більше сірковмісних ексгаляцій. Так, базальтове виверження Лаки в Ісландії (1783 р.) з обсягом лави, що вилилася, 12 км 3 призвело до продукування приблизно 100 млн т аерозолів Н 2 SO 4 , що майже вдвічі перевищує питому продукцію експлозивного виверження Кракатау. Виверження Лакі, мабуть, певною мірою зумовило похолодання наприкінці XVIII ст. в Ісландії та Європі. Судячи з профілів кислотності крижаних кернів у Гренландії, які відбивають вулканічну діяльність, можна відзначити, що вулканічна активність у Північній півкулі у малий льодовиковий період корелює із загальним похолоданням.

Роль вулканічної діяльності у освіті атмосферних опадів.Поширена думка: при утворенні атмосферних опадів первинним процесом у природних умовах за будь-яких температур служить конденсація водяної пари, і тільки потім виникають крижані частинки. Пізніше було показано, що навіть при багаторазовому пересищенні крижані кристали в чистому вологому повітрі завжди виникають внаслідок гомогенного появи крапель з наступним замерзанням, а не прямо з пари. Експериментально було визначено, що швидкість зародження кристаликів льоду в переохолоджених краплях води за гомогенних умов є функція об'єму переохолодженої рідини, і вона тим нижча, чим менший цей об'єм: краплі діаметром кілька міліметрів (дощові) перед замерзанням охолоджуються до температури -34. -35 °С, а діаметром кілька мікрон (хмарні) - до -40 °С. Зазвичай температура утворення частинок льоду в атмосферних хмарах набагато вища, що пояснюється гетерогенністю процесів конденсації та кристалоутворення в атмосфері через участь аерозолів.

При утворенні крижаних кристалів та їх акумуляції лише невелика частина аерозольних частинок служить льдоутворюючими ядрами, що часто призводить до переохолодження хмар до -20 °С і нижче. Аерозольні частинки можуть ініціювати утворення крижаної фази як із переохолодженої рідкої води шляхом заморожування крапель зсередини, так і шляхом сублімації. Дослідження сублімованих снігових кристалів, зібраних у Північній півкулі, показало, що приблизно у 95% випадків у їхній центральній частині було знайдено одне тверде ядро (розміром в основному 0,4-1 мкм, складається з частинок глини). При цьому в утворенні крижаних кристалів найефективнішими є глинисті частинки, вулканічні попели, тоді як морські солі превалюють у хмарних краплях.

Подібна відмінність може виявитися важливою при поясненні більш високих швидкостей акумуляції снігу у високих широтах Північної півкулі (порівняно з Південною), а також більшій ефективності перенесення атмосферної вологи над Гренландією, ніж над Антарктидою.

Цим частково «пояснюється» похолодання в ранньому дріасі, що виявилося найбільш явно у басейні північної Атлантики приблизно 11-10 тис. к.н. Початок цього похолодання міг бути ініційований різким підвищенням вулканічної активності в період 14-10,5 тис. л.н., що відбилося у багаторазовому підвищенні концентрації вулканогенного хлору та сульфатів у крижаних кернах Гренландії.

В областях, прилеглих до Північної Атлантики, це похолодання може бути пов'язане з великими виверженнями вулканів Крижаний Пік (11,2 тис. л.н.) та Ейфель в Альпах (12-10 тис. л.н.). Екстремум похолодання добре узгоджується з виверженням вулкана Ведде 10,6 тис. років тому, попеловий шар якого простежується у північно-східній Атлантиці. Безпосередньо на період 12-10 тис. л. припадає також максимум нітратів, зниження концентрації яких збігається з початком потепління після екстремуму похолодання (10,4 тис. л. н.). У Південній півкулі, як відомо, ранній дріас не відзначений зниженням вмісту СО 2 в крижаних антарктичних кернах і слабко виражений у кліматичних кривих, що узгоджується з нижчими, ніж у Гренландії, концентраціями вулканогенних аерозолів. На основі викладеного можна зробити попередній висновок про те, що вулканічна діяльність, крім безпосереднього впливу на клімат, проявляється в імітації «додаткового» похолодання через підвищену кількість снігових опадів.

.2 Камчатсько-Курильські

Вулкани Камчатки тісно пов'язані з гороосвітніми рухами земної кори, зокрема, з утворенням хребтів, що надає особливого характеру рельєфу Камчатського півострова.

Уздовж півострова витягнуті два гірські хребти та ланцюг різноманітних вулканів.

У західній половині розташований Середній хребет. У східній половині проходить Східно-Камчатський хребет. Різні ділянки цього хребта мають різні назви. Південна частина - Південно-Бистринський, біля повороту на північний схід - Ганальські гострики, далі на північний схід - Валагинський хребет, ще далі - хребет Тум-рок і, нарешті, від Ключевської доли на північний схід хребет Кумроч, який закінчується біля Озерної затоки.

Ланцюг вулканів, що утворює рід своєрідного хребта, розташований уздовж східного берега півострова, від мису Лопатка до Кроноцького озера. Далі, ніби перетинаючи хребет Тумрок, цей ланцюг йде прямо на північ, але вже вздовж західних схилів хребтів Тумрок і Кумроч.

Хребти та ланцюг вулканів на Камчатці мають північно-східний напрямок. Але, крім того, деякі вулкани та виходи гарячих джерел розташовані лініями північно-західного напрямку. Таке їхнє розташування пов'язане з геологічною будовою земної кори, з розломами Камчатсько-Курильської та Алеутська вулканічних і тектонічних дуг, що входять в Тихоокеанське вогняне вулканічне кільце.

Вулканічна діяльність на Камчатці почалася до мезозою, а можливо і до палеозою, причому вона відновлювалася до мезозою чотири рази.

Вулканічна діяльність у першу, найдавнішу, стадію була інтенсивної. Вона супроводжувалася невеликими виливами лави. Навпаки, друга та третя стадії вулканічної діяльності супроводжувалися потужними масовими виливами лав, причому у другу стадію лави виливали під водою.

Лави, що виливалися на всі ці стадії, мали основний склад. У мезозойський період, тобто. приблизно 190-70 млн. років тому, вулканічна діяльність на Камчатці відновлювалася не менше двох разів, причому вперше відбулися незначні підводні виливи лав основної магми. Вдруге, приблизно 70 млн. років тому, на межі крейдяного та третинного періодів, вулканічна діяльність прийняла грандіозні розміри. Наземні та підводні виливи лав базальтового та андезитобазальтового складів чергувалися із сильною вибуховою діяльністю, у результаті якої утворилися великі накопичення вулканічних туфобрекчій та туфів.

Виверження походили головним чином з численних невеликих тріщин і центральних вулканів і частково нагадували сучасну вулканічну діяльність Курильських островах. Виверження були дуже інтенсивними, і їхні лави та туфи зайняли велику площу. Ця вулканічна діяльність тривала протягом верхньокремового часу і початку нижньотретинного часу, тобто. близько 80-60 млн років тому.

Відновлення вулканічної діяльності сталося у верхньотретинне час, тобто. близько 20-10 млн. та менше років тому. Виливались, як основні, так особливо середні та кислі лави.

Нарешті, останнє поновлення вулканічної діяльності, яке триває і до теперішнього часу, відбулося близько 1 млн. років тому, на початку четвертинного періоду.

Таким чином, вулканічна діяльність на Камчатці почалася, ймовірно, до палеозою і ще не закінчилася нині. Її прояви то посилювалися, то слабшали. Вона була пов'язана і відбувалася майже одночасно з горотворчими рухами земної кори на Камчатці.

Сучасна вулканічна діяльність, яка розпочалася наприкінці зледеніння Камчатки, значно слабша порівняно з інтенсивною та потужною діяльністю минулих часів.

Про сумарну могутність вулканічної діяльності на Камчатці за все життя свідчать численні діючі та згаслі вулкани та вулканічні породи, якими вкрито понад 40% її поверхні.

З особливостей Камчатки слід зазначити рухливість земної кори, особливо у її східних районах. Ці райони місця досить сильних вулканічних і тектонічних землетрусів, що часто повторюються. Вони відносяться до 7-, 8- та 9-бальних зон землетрусів. Про рухливість Камчатки, окрім частих землетрусів, свідчать також тераси та інші геологічні дані. За ними можна судити, що східна частина Камчатки рухається по-різному. У той час як на північ від річки Камчатки берег півострова значно піднявся після заледеніння, в середній частині півострова - біля річки Сем'ячик - він піднявся лише на незначну величину, а в південній частині - біля Петропавловська і далі на південь - берег повільно опускається.

Всі ці разом узяті дані наголошують на особливій нерівномірній рухливості східних районів Камчатки. Не дивно тому, що вулкани, що нині діють, розташовані тільки в східній частині півострова, хоча існують вказівки, що в Серединному хребті знаходиться один діючий вулкан - Ічинський, який в даний час виділяє струмені газів. Однак ця вказівка не підтверджена і тому є сумнівною.

Вулкани на Камчатці розташовані трьома смугами - вздовж східного берега, Серединним хребтом і вздовж західного узбережжя. Вулканічна діяльність їх була різноманітною як з погляду типів вулканічної активності та форм вулканів, і з погляду складу лав.

Порівняно недавно (в третинний час) через численні, близько розташовані тріщини або трубоподібні канали виливалися базальти і утворювали великі покриви, що нагадують масові покриви. Подібні виливи потім змінилися лише центральними виверженнями, які й нині. Залежно від складу лав і типу вулканічної діяльності, а також інших причин, над центральними каналами виникли різноманітні вулкани. На Камчатці відомі майже всі типи вулканічної діяльності, за винятком плініанського і, можливо, гавайського. Проте останні, тобто. виверження гавайського типу, можливо, відбувалися тут у минулому.

Сучасна вулканічна діяльність зосереджена у східній частині Камчатського півострова. Тут розташовані всі діючі, всі загасаючі і більшість згаслих вулканів. Однак серед останніх, можливо, знаходяться й не згаслі, але міцно сплячі вулкани, які зможуть прокинутися і почати діяти.

З діючих вулканів найактивнішими є Ключевська, Каримська та Авачинська; менш активними - Шевелуч, Плоский Толбачик, Горілий хребет та Мутновський; та малоактивними - Кізімен, Малий Сім'я-чек, Жупанівський, Коряцький, Ксудач та Іллінський.

Діючі вулкани

На Камчатці серед діючих вулканів знаходяться різноманітні за своєю активністю, за типом діяльності, за формою та за складом вулкани.

До найактивніших відносяться: вулкан Ключевської (34 цикли вивержень), Каримський (16 циклів) та Авачинський (16 циклів).

До активних - Шевелуч, Горілий хребет і Мутновський (по 6 циклів у кожного), Плоский Толбачик (5 циклів), а до слабоактивних Жупановський (4 цикли), Малий Сім'ячик (3 цикли), Коряка, Ксудач, Іллінський та Кизимен (по одному виверження у кожного).

З них до стромболіанського типу вулканічній діяльності належать Ключевській; до вулканського Ключевського, Каримського, Авачинського, Шевелуча, Горілого хребта, Мутновський, Жупановський, Ксудач; до проміжного гавайсько-стромболіанського Плоский Толбачик; до типу, близького до пелейського, Авачинського, Шевелуч; до бандайсанського деякі виверження Іллінського та Малого Сем'ячика.

В даний час не спостерігаються характерні прояви гавайського типу вулканічної діяльності, але вони, ймовірно, відбувалися на Камчатці нещодавно на Плоском Толбачику.

Ключевський вулкан є одним з найбільших діючих вулканів Європи та Азії та найвищим та найактивнішим вулканом Камчатки. Він поступається абсолютною висотою лише деяким діючим вулканам Центральної та Південної Америки. По відносній висоті Ключевської вулкан, який піднімається майже від рівня моря, є одним з найвищих діючих вулканів на земній поверхні. Його абсолютна висота за даними різних авторів, коливається в межах 4778-4917 м. Ключевський вулкан, завдяки своїй висоті та правильній конусоподібній формі, а також майже постійному прояву вулканічної діяльності, є одним із найкрасивіших вулканів світу.

Він розташований у північно-східному кутку так званої Ключевської групи вулканів, що складається з діючих Ключевського та Плоського Толбачика і згаслих - Плоського, Середнього, Камінь, Безіменного, Зиміна, Великої Удіни, Малої Удіни та гострого Толбачика. Ця група гігантів, висотою від 2 000 м і вище, очолюється трьома велетнями - трьома найвищими вулканами Камчатки - Ключевським, висотою близько 4800 м, Камнем 4617 м і Плоським 4030 м. Всі вони розташовані в широкій долині між хребтом і хребтом. Ключевська вулкан розташований на східному схилі підошви Плоского вулкана. Від вершини до висоти близько 2800 м Ключевської вулкан має форму злегка усіченого конуса, дещо порушеного розжареною лавиною під час виверження 1 січня 1945, що утворила у вершини глибоку і широку вибоїну. Схили конуса нахилені до горизонту під кутом 33-35°. За винятком перемички, що з'єднує Ключевський вулкан з Камнем, і льододілу, що з'єднує Ключевський вулкан з Плоським, - в інших частинах вулкана, від 2700 і до 1500 м абсолютної висоти, схил стає більш пологім, близько 10-12 ° до горизонту. Нижче 1 500 м і до рівня вулкан, що облямовують Ключевській, долин річок Камчатки і Хапиці лежить підніжжя вулкана, загальний схил якого близько 4°.

На вершині конуса Ключевського вулкана знаходиться кратер чашоподібної форми, діаметром близько 500 м, який завдяки частим виверженням часом змінює форму. Краї кратера зазубрені і, крім того, мають значні виїмки як у східній, так і західній сторонах. Після виверження 1937 р. західна виїмка значно розширилася і набула ковшеподібної форми, а після виверження 1 січня 1945 р. у її північній частині утворилися глибокі (до 200 м глибиною) «ворота».

Усередині кратера в спокійніший час спостерігалося одне або два жерла. Під час активнішого стану вулкана в кратері наростав зазвичай внутрішній конус, який височів вище початкових його країв. Стінки кратера складені з шарів лави, що перемежуються, вулканічного піску і льоду, перемішаного з піском.

Схили конуса вкриті майже суцільним льодовиком, серед якого де-не-де знаходяться гряди - верхні частини лавових потоків. Льодовики спускаються до висоти 2 000 - 1 800 м-коду і один, поточний північ, найбільш потужний, до 1 500 м-коду.

З-під льодовиків витікають численні струмки, які, з'єднуючись у великі річки, течуть хіба що радіусами північно-східним і східним схилах підніжжя вулкана. У багатьох випадках вони прорізають у вулканічних породах глибокі ущелини – каньйони.

Крім того, схили підніжжя Ключевського вулкана посипані побічними конусами, максимальна відносна висота яких досягає 200 м. Більшість їх розперезано по радіусах, що йдуть від головного кратера як від центру. У той же час багато побічних конусів знаходяться приблизно на одній висоті. Очевидно, більшість розташована по радіальним і, можливо, круговим тріщинам. Переважна частина побічних конусів утворилася внаслідок вибухової діяльності, і вони складаються з вулканічного піску та шматків шлаку. Утворення деяких конусів супроводжувалося виливом лави.

Побічні конуси розташовані на відстані від 8 до 25 км від головного кратера.

Лавові потоки Ключевського вулкана виливались як із головного кратера, так, переважно, із низько розташованих побічних конусів. За своєю формою лавові потоки мають багато спільного з льодовиками. З'являється така ж система поперечних тріщин, особливо на більш крутих схилах місцевості, що підстилає їх. Спостерігаються і поздовжні лавові гряди, схожі на поздовжні морени тощо. .

Рис. 2.2. - Виверження Каримського вулкана (січень 1996, Я.Д. Муравйов)

Затухають вулкани

Вулкани після свого виникнення змінюються, зазнають цілого ряду перетворень, то руйнуючись, то знову виникаючи, але живуть вони лише доти, поки в їх вулканічних осередках є достатньо вулканічної енергії.

З її зменшенням життя вулкана починає відмирати, діяльність його поступово вмирає. Він засинає. Коли ж повністю буде вичерпано енергію, вулкан припиняє будь-яку діяльність, закінчується його активне життя. Вулкан згас.

Затухаючі вулкани, що знаходяться нині у сольфатарній стадії діяльності, розташовані головним чином біля Кроноцького озера. На північний схід від нього знаходяться вулкани Комарова і Гамчен, на схід - Кроноцький, а на південь розташована ціла група таких вулканів Узон, Кіхпінич, Яурлячий і власне Центральний Сім'ячик.

Вулкан Комарова (Заповідний) має шапкоподібну форму. Він має два кратери, один з яких розташований на вершині, інший - на південно-західному схилі поблизу вершини.

В останньому знаходиться виїмка, через яку відбувалися вилив лави. Потоки лави широко розповсюджувалися південним і східним схилами.

В даний час з кратера виділяються струмені газів, причому особливо інтенсивно і майже безперервно – з його західної частини кратера. У квітні 1941 р. газові струмені здіймалися до 200 м над кратером.

В результаті впливу газів, що складаються з сірководню і, можливо, сірчистого газу і, звичайно, парів води, на породи східної частини кратера вони перетворилися на світло-сірі, переважно глинисті або алунітові породи.

Таким чином, до загасаючих відносяться на Камчатці, вулканів, у сольфатарній стадії з них в найбільш активній сольфатарній стадії знаходяться: Узон, Вируючий і власне Центральний Сім'ячик. До найменш активних, майже зовсім згасаючих, належать Кроноцький вулкан та Опала. Інші займають за своєю активністю проміжне між ними становище.

Згасла вулкани

Порівняно з числом діючих і згасаючих вулканів кількість згаслих значно більша.

Вони знаходяться не тільки у східній смузі півострова та в Серединному хребті, а й частково вздовж західного узбережжя Камчатського півострова.

Серед погаслих знаходяться вулкани, які діяли в недалекому минулому, так і ті, що закінчили своє життя в більш віддалені часи. Перші розпізнаються по незміненому виду вулканів, по свіжих лавових потоках, не покритих ще ні рослинністю в нижчих місцях, а мохи у вищих, та й інших ознак.

До нещодавно згаслих відносяться вулкани Безіменний, Крашевінникова, Тауншиц, Юр'євський і деякі інші. Серед згаслих вулканів найвищими, але різними за своєю формою та за своїм вулканическим життям є вулкани Камінь та Плоский.

Вулкани Курильських островів

Курильські острови є дві великі гряди островів: Велику Курильську і Малу Курильську.

Велика гряда «тягнеться на протязі» 1200 км безпосередньо від Камчатського півострова на південний захід до острова Хоккайдо.

Мала гряда простягається 105 км і йде паралельно південній частині Великої Курильської гряди за 50 км на південний схід від неї.

Вулкани розташовані майже виключно на островах Великої Курильської гряди. Більшість цих островів є діючими або згаслими вулканами, і тільки найпівнічніші і найпівденніші острови складені з осадових утворень верхньотретинного часу.

Ці верстви осадових порід на згаданих островах з'явилися фундаментом, де виникли і виросли вулкани. Більшість вулканів Курильських островів виникло безпосередньо на морському дні.

Рельєф дна моря між Камчатським півостровом та островом Хоккайдо є крутим хребтом з глибинами дна близько 2 000 м у бік Охотського моря, а біля острова Хоккайдо навіть понад 3 300 м і з глибинами понад 8 500 м у бік Тихого океану. Як відомо, безпосередньо на південний схід від Курильських островів знаходиться одна з найглибших океанських западин, так звана западина Тускарора.

Самі Курильські острови є вершинами і гребнями прихованого ще під водою суцільного гірського хребта.

Велика Курильська гряда є чудовим наочним прикладом утворення хребта на земній поверхні. Тут можна спостерігати вигин земної кори, гребінь якого височіє на 2-3 км над дном Охотського моря та на 8-8,5 км над западиною Тускарора. У цього вигину по всій його довжині утворилися розломи, якими прорвалася в багатьох місцях вогненно-рідка лава. Саме у цих місцях виникли вулканічні острови Курильської гряди. Вулкани виливали лави, викидали масу вулканічного піску та уламків, що осідали поблизу в морі, і воно ставало і стає дедалі дрібнішим. Крім того, і саме дно в силу різних геологічних причин може підніматися, і якщо подібний геологічний процес триватиме в тому ж напрямку, то через мільйони років, а може й через сотні тисяч, тут утворюється суцільний хребет, який, з одного боку, поєднає Камчатку з Хоккайдо, а з іншого - Зовсім роз'єднає Охотське море від Тихого океану.

Виникнення Курильської гряди допомагає нам зрозуміти освіту та інших хребтів, що нині височіють цілком на суші. Таким шляхом колись виник Уральський хребет та низку інших.

Серед девонського моря, яке покривало на той час (близько 300 млн. років тому) місцевість, де розташований нині Уральський хребет, на подібному ж вигині земної підводної поверхні виникли тріщини-розломи, якими піднялася з глибини магма. Підводні її виверження з накопичення лав від дна моря до поверхні води змінилися надводними вулканами, які й утворили острови, тобто. вийшла та сама картина, яка спостерігається зараз на кордоні Охотського моря з Тихим океаном. Вулкани Уралу, поряд із виливами лав, викидали також масу уламкового вулканічного матеріалу, що осідав поблизу. Таким чином, вулканічні острови поєднувалися один з одним. Цьому об'єднанню допомагали, звичайно, і рухи земної кори та деякі інші процеси, в результаті сумарного впливу яких виник Уральський гірський хребет.

Вулкани Курильської гряди розташовані на дугоподібних розломах, що є продовженням розломів Камчатки. Таким чином, вони утворюють одну вулканічну та тектонічну Камчатсько-Курильську дугу, опуклу у бік Тихого океану і спрямовану загалом з південного заходу на північний схід.

Рельєф всіх островів, крім самого північного, - гористий.

Діяльність вулканів на Курильських островах у минулому і нині дуже інтенсивна. Тут налічується близько 100 вулканів, з яких 38 діючих та перебувають у сольфатарній стадії діяльності.

Спочатку вулкани виникли у верхньотретичний час на крайніх південно-західних та північно-східних островах Курильської гряди, а потім вони перемістилися до центральної її частини. Таким чином, вулканічна життя на них почалося зовсім недавно, лише один або кілька мільйонів років, і триває досі.

Відомості про виверження вулканів Курильської гряди є початку XVIII в., але вони дуже уривчасті і далеко неповні .

Діючі вулкани

На Курильських островах відомий 21 діючий вулкан, з яких п'ять виділяються своєю активнішою діяльністю, до найбільш діяльних вулканів Курильської гряди, до них відносяться Алаїд, пік Саричева, Фусс, Сноу та Мільна.

Серед вулканів Курильських островів, що діють, найактивнішим вулканом є Алаїд. Він і найвищий серед усіх вулканів цієї гряди. Гарною конусоподібною горою він піднімається безпосередньо від поверхні моря на висоту 2339 м. На вершині вулкана знаходиться невелика западина, в середині якої піднімається центральний конус.

Виверження його відбувалися 1770, 1789, 1790, 1793, 1828, 1829, 1843 і 1858 рр., тобто. вісім вивержень за останні 180 років.

Крім того, поблизу північно-східних берегів Алаїда сталося в 1932 р. підводне виверження, а в грудні 1933 р. і в січні 1934 р. відбувалися виверження за 2 км від східного його берега. В результаті останнього виверження утворився вулканічний острівець із широким кратером, названий Такетомі. Він є побічним конусом вулкана Алаїд. Зважаючи на всі ці виверження, можна сказати, що за останні 180 років з вулканічного вогнища Алаїда сталося не менше 10 вивержень

У 1936 між вулканами Такетомі та Алаїдом утворилася коса, яка в них з'єднала. Лави та пухкі вулканічні продукти Алаїда та Такетомі відносяться до базальтових.

Пік Саричева стоїть за інтенсивністю вулканічної діяльності на другому місці і являє собою стратовулкан, розташований на острові Матуа. Він має вигляд двоголового конуса з пологим схилом у нижній частині та з більш крутим – до 45°, у верхній частині.

На вищій (1497 м) вершині знаходиться кратер діаметром близько 250 м і глибиною близько 100 - 150 м. Біля кратера на зовнішній стороні конуса багато тріщин, з яких виділялися (серпень і вересень 1946) білі пари і гази.

Починаючи з 60-х років XVIII століття до теперішнього часу, виверження його відбувалися у 1767, близько 1770, близько 1780, у 1878-1879, 1928, 1930 та 1946 рр. Крім того, є численні дані про його фумарольну діяльність. Так було в 1805, 1811, 1850, 1860 гг. він «димив». У 1924 р. поблизу нього відбулося підводне виверження.

Таким чином, за останні 180 років сталося щонайменше сім вивержень. Вони супроводжувалися як вибуховою діяльністю, і виливами базальтової лави.

Останнє виверження відбулося листопаді 1946 р. Цьому виверження передувало пожвавлення діяльності сусіднього вулкана Расшуа, розташованого на однойменному острові 4 листопада він почав бурхливо виділяти гази, і вночі було видно заграву, і з 7 листопада почалося посилене виділення білих газів з кратера вулкана піка Сарычева.

листопада о 17 годині над його кратером піднявся стовп газів і попелу чорного кольору, а ввечері з'явилася заграва, яка була видно всю ніч. Протягом 10 листопада з вулкана викидався попіл і відбувалися легкі, але часті підземні поштовхи і чути безперервний підземний гул, а зрідка - громові гуркіт.

У ніч з 11 на 12 листопада на висоту до 100 м викидалися головним чином розпечені бомби, які, падаючи схилами вулкана, досить швидко остигали. З 22 години 12 по 14 листопада виверження досягло максимальної напруги. Спочатку з'явилася величезна заграва над кратером, висота польоту вулканічних бомб досягла 200 м, висота газово-попелового стовпа. 7000 м-код над кратером. Особливо приголомшливі вибухи сталися в ніч з 12-го на 13-те та вранці 13 листопада. 13 листопада почався вилив лави, і на схилі утворилися бічні кратери.

Виверження було особливо красиво та ефектно вночі 13 та 14 листопада. Вогняні язики спускалися від кратера вниз схилом.

Вся вершина вулкана на 500 м вниз від кратера здавалася розпеченою до червона від великої кількості бомб, уламків і піску, що викидаються.

З ранку 13 листопада до 14 години 14 листопада виверження супроводжувалося різного виду блискавками, які майже щохвилини сяяли в різних напрямках.

Вулкан пік Фуса розташований на острові Парамушир і являє собою красивий гконус, що окремо стоїть, західні схили якого круто обриваються в Охотське море.

Пік Фусса вивергався 1737, 1742, 1793, 1854 і Н859 рр., причому останнє виверження, тобто. 1859, супроводжувалося виділенням задушливих газів.

Вулкан Сноу - невеликий низький куполоподібний вулкан, заввишки близько 400 м, розташований на Чирпій (острова Чорні Брати). На його вершині (є кратер близько 300 м у діаметрі. У північній частині дна кратера знаходиться заглиблення у вигляді колодязя, діаметром близько 150 м. Численні лавові потоки виливались головним чином на південь від кратера. Очевидно, він належить до щитовидних вулканів. Відома вказівка без точної дати про виверження цього вулкана у XVIII столітті. Крім того, вулкан Сноу вивергався в 1854, 1857, 1859 і 1879 роках. Вулкан Мільн знаходиться на острові Симушир, являє собою двоголовий вулкан з внутрішнім конусом висотою 1526 м і частинами гребеня, що оздоблюють із західного боку - залишками зруйнованого більш древнього вулкана, висотою 1489 м. На схилах видно лавові потоки, які місцями видаються в морі. полів.

На схилах знаходиться кілька побічних конусів, з яких один, що має назву «Сопка, що горить», діє поряд з головним конусом і, таким чином, є самостійним вулканом.

Про вулканічну діяльність вулкана Мільна є відомості, що стосуються XVIII століття. За більш точними відомостями, виверження його відбувалися у 1849, 1881 та 1914 роках. Деякі з них, ймовірно, відносяться тільки до вивержень сопки, що горить.

До менш активних вулканів належать вулкани Севергіна, Сінарка, Райкоке та Ведмежий.

Підводні вулкани

Крім діючих наземних вулканів, поблизу островів Курильської гряди розташовані діючі підводні вулкани. До них відносяться: підводні вулкани, розташовані на північний схід від острова Алаїд, виверження на якому відбувалися в 1856 та 1932 рр.; на захід від острова Кам'яні пастки, що вивергався 1924 р.; підводний вулкан, розташований між островами Расшуа і Ушишйр і вивергався в 80-х роках минулого століття, і, нарешті, підводний вулкан, розташований безпосередньо на південь від острова Сімушир, виверження якого відбувалося в 1918 році.

Затухають вулкани

Затухаючі вулкани, що у сольфатарної стадії діяльності, розташовані головним чином південній половині Курильської гряди. Лише інтенсивно димний вулкан Чикурачки , висотою 1817 м, розташований на острові Парамушир, і вулкан Ушишир , розташований на однойменному острові, знаходяться в північній половині гряди, причому останній розташований поблизу початку її південної частини.

Вулкан Ушишир (400 м). Краї кратера утворюють кільцеподібний гребінь, зруйнований тільки з південного боку, завдяки чому дно кратера заповнене морем.

Вулкан Чорний (625 м) розташований на острові Чорні Брати. У нього два кратери: один на вершині, діаметром близько 800 м, а інший тріщиноподібної форми на південно-західному схилі. По краях останнього виділяються густі клуби парів та газів.

Згасла вулкани

На Курильських островах знаходиться багато згаслих вулканів різної форми – конусоподібні, куполоподібні, вулканічні масиви, тип вулкан у вулкані тощо.

Серед конусоподібних вулканів виділяється своєю красою Атсонупурі, висотою 1 206 м. Він розташований на острові Ітуруп і є правильним конусом; на його вершині знаходиться кратер овальної форми, глибиною близько 150 м. По схилу, зверненому у бік моря, спускається лавовий потік, що добре зберігся.

До конусоподібних вулканів належать також вулкани: Ака (598 м) на острові Шіашкотан; Роко (153 м), розташований на однойменному острові поблизу острова Брат Чирпоєв (острова Чорні Брати); Рудакова (543 м) з озером у кратері, що знаходиться на острові Уруп, та вулкан Богдана Хмельницького (1587 м), розташований на острові Ітуруп.

Куполоподібну форму мають вулкани Шестакова (708 м), розташований на острові Онекотан, та Броутона - Висотою 801 м, що знаходиться на однойменному острові. На схилах останнього вулкана є невеликі конусоподібні височини, ймовірно, побічні конуси.

До вулканічних масивів можна віднести вулкан Кетою - висотою 1172 м, розташований на однойменному острові, і вулкан Камуй - висотою 1322 м, розташований у північній частині острова Ітуруп.

До типу «вулкан у вулкані» відносяться:

На острові Онекотан пік Креніцина , внутрішній конус якого, висотою в 1326 м, оточений красивим озером, що заповнює пониження між ним (внутрішнім конусом) і залишками первинного зовнішнього конуса, що нині від 600 до 960 м над рівнем моря.

.3 Ісландія

Майже вся територія Ісландії є вулканічним плато з вершинами до двох кілометрів, багато з них круто обриваються до океану, за рахунок чого утворюють фіорди - вузькі, звивисті морські затоки зі скелястими берегами. Численні діючі вулкани, гейзери, гарячі джерела, лавові поля та льодовики – це Ісландія. За їхньою кількістю на одиницю площі країна впевнено посідає перше місце у світі. «Ісландська Фудзіяма» Гекла і різнокольоровий Кверкфьолль, гігантська тріщина вулкана Лакі і Хельгафелль на острові Хеймаей, який мало не перетворив колись процвітаючий порт Вестманнаейяр на «ісландські Помпеї», мальовничий Гравок і сотня і кальдер, згаслих і грязьових вулканів та вулканчиків – ось ті «титани», які в буквальному значенні слова створили Ісландії.

У квітні цього року весь світ займався запам'ятовуванням невідомого раніше слова: «Ейяф'ятлайокудль». Цей незвичний для російських набір звуків у нас не завчив лише лінивий. Ейяф'ятлайокудль - чудовий ісландський вулкан, який практично повністю паралізував авіасполучення в Європі. Хмара попелу піднялася заввишки близько 6 -10 кілометрів і поширилася на території Великобританії, Данії та скандинавських країн та країн балтійського регіону. Поява попелу не змусило себе чекати й у Росії - на околицях Санкт-Петербурга, Мурманська та інших міст. Виверження вулкана, що знаходиться за 200 кілометрів від столиці Ісландії Рейк'явіка, почалося в ніч на 14 квітня 2010 року. Із зони лиха було евакуйовано 800 осіб.

Вулкани Ісландії відносяться до так званого тріщинного типу. Це означає, що виверження походить не з єдиного кратера, а з тріщини, тобто по суті ланцюга кратерів. Тому вплив їх на клімат і мешканців Землі набагато масштабніший і довготриваліший, ніж у вулканів центрального типу - з одним або декількома кратерами - нехай навіть і дуже потужних, таких як Етна, Везувій, Кракатау та ін.

Ісландський вулкан Лакі в 1783 році зробив такий згубний вплив на клімат, що став причиною більшої кількості жертв. Протягом 7 місяців із тріщини завдовжки 25 км було викинуто величезну кількість флюоритів (солей плавикової кислоти) та сірчистого газу. Кислотні дощі та гігантська хмара вулканічного пилу, що повисла над усією Євразією та окремими районами Африканського та Північноамериканського континентів, викликали такі кліматичні зміни, які спричинили неврожаї, загибель худоби та масовий голод – причому не тільки в Ісландії, а й в інших країнах Європи та навіть у Єгипті. У результаті населення Ірландії скоротилося на чверть, а населення Єгипту - у 6 разів. Неврожаї та голодні роки, що послідували за виверженням, сприяли зростанню соціального невдоволення.

У давнину виверження ісландських вулканів були ще більш масштабними. На думку вчених, вони могли стати причиною вимирання мамонтів та пов'язаних із ними груп тварин, а також загибелі лісів в Ісландії.

Вулкан, який завдав стільки неприємностей всій Європі, в 50 разів менший за Лакі - це тріщина «всього» в 500 м. Він навіть не має власного імені і називається по льодовику, під яким знаходиться. Однак навіть за таких скромних розмірів він уже посіяв справжню паніку. Вчені нагадують, що попередні виверження цього вулкана завжди передували виверженням іншого підлідного вулкана Катла, який є активнішим. Якщо так станеться і цього разу, наслідки можуть бути жахливими.

Аскья - діючий стратовулкан у центральній ісландському плато, розташованому над лавовим плато Оудаудахрейн на території національного парку Ватнайєкюдль. висота вулкана – 1510 м над рівнем моря. Під час виверження вулкана, яке розпочалося 29 березня 1875 року, у кальдері вулкана площею близько 45 км? утворилися два великі озера. Останнє виверження датовано 1961 роком.

Гекла – стратовулкан, розташований на півдні Ісландії. Висота 1488 метрів. З 874 вивергався більше 20 разів і вважається найбільш активним вулканом Ісландії. У середньовіччі ісландці називали його «Ворота в пекло». Вивчення відкладень вулканічного попелу показали, що вулкан був активним принаймні протягом останніх 6600 років. Останнє виверження сталося 28 лютого 2000 року.

Гора Інгольфсф'ял - вулканічного походження, що виникла в льодовиковий період і складається з базальту (під підставою - в основному з палагоніту). Висота гори становить 551 метр, вершина гори – плоска. Південні схили Інгольфсфьяла, вкриті сріблястими скельними утвореннями, знаходяться під охороною держави.

Керлінг - вулкан у північній частині Ісландії, на півострові Трелласкагі, на південь від плоскогір'я Йокснадальхейді. Вулкан проявляв активність 6-7 мільйонів років тому. На вершині Керлінга знаходиться значна кількість ліпаритової породи та вулканічного попелу з високим вмістом силікату. Сама ж гора складається переважно з базальту – як і більшість гір Тролласкаги.

Лакі - щитовидний вулкан на півдні Ісландії, неподалік каньйону Елдг'я та містечка Кіркьюбейарклаустур у Національному парку Скафтафетль. У 934 році в системі Лакі відбулося дуже велике виверження, було викинуто близько 196 км? лави. У 1783-1784 роках на Лакі та сусідньому вулкані Грімсвотн сталося наймогутніше тріщинне виверження з виходом близько 15 км? базальтової лави протягом 8 місяців. Довжина лавового потоку, що вилилася з 25-кілометрової тріщини, перевищувала 130 км, а площа, залита ним, склала 565 км².

Сулур – вулкан у північній частині Ісландії, у регіоні Нордурланд Ейстра. Він є частиною системи згаслого вулкана Керлінга, що знаходиться по сусідству. Сулур має дві вершини, більш висока досягає 1213 метрів, менша - 1144 метрів. Гора знаходиться на південному заході від найбільшого міста Північної Ісландії – Акурейрі.

Хенгідль – є вулканічною системою, до якої входять 2 вулкани, з яких одним є сам Хенгідль, а іншим – вулкан Хромандутіндур. Площа вулканічної системи становить близько 100 км. Вулканічний район простягається від Сельвотура до льодовика Лаундекудль і лежить на південному заході від озера Тінгвадлаватн. Хегідль є однією з найвищих гір у районі столиці Ісландії – Рейк'явіка, його висота дорівнює 803 метрам. Останнє виверження Хенгідла відбулося понад 2.000 років тому.

Хофсйєкюдль - третій за площею льодовик в Ісландії (після Ватнайєкюдль і Лаундекудль), а також найбільший активний вулкан на острові. Вулкан розташований на стику рифтових зон Ісландії, має кальдеру розміром приблизно 7 x 11 км під західною частиною льодовика, також є ряд інших вулканічних виходів. Фумарольна активність, сконцентрована в середній частині комплексу – найсильніша на острові.

Ельдфетль знаходиться на острові Хеймаей архіпелагу Вестманнаеяр. Утворився 23 січня 1973 в результаті виверження на околиці міста Хеймаей. Виверження Ельдфетля було і для вчених, і місцевих жителів повною несподіванкою. Викиди з вулкана тривали до липня 1974 року, після чого Ельдфетль втратив активність. Нові виверження, на думку фахівців, є малоймовірними. Висота Ельдфетля становить близько 200 метрів.

Ерайвайекюдль - покритий льодом вулкан у південно-східній частині Ісландії. Є найбільшим вулканом, що діє, на острові, на його північно-західному краю знаходиться найвища точка країни - пік Хваннадальсхнукюр. Географічно відноситься до льодовика Ватнайокуль, який розташований на території національного парку Скафтафель.

Таким чином, вивчення та моніторинг вулканів набагато важливіше, ніж міфічна проблема потепління, вважають вчені. Вплив людини на клімат, швидше за все, дуже перебільшений. Тим часом тектонічні процеси можуть приховувати реальну загрозу. Тому необхідно вести систематичне спостереження за сейсмічно небезпечними зонами, причому використовуючи як сейсмічні, а й нейтронні датчики. У Росії до потенційно небезпечних зон відносяться Кавказ із сплячим вулканом Ельбрус, Байкал, де йде процес зародження нового розлому в земній корі, та Камчатка, вулкани якої є найвищими горами у світі. Висота камчатських вулканів, якщо вимірювати її не від рівня моря, а від дна Курило-Камчатського жолоба, становить близько 12 тис. м, набагато перевищуючи висоту Гімалаїв. При цьому за силою на клімат планети камчатські вулкани не поступаються ісландським.

Висновок

За результатами нашого дослідження було отримано такі дані.

Найбільші історичні події пов'язані з двома виверженнями вулканів, що відбулися XVII столітті. Тоді прокинулися вулкани Гекла в Ісландії та Етна на Сицилії. Вони викинули величезну кількість попелу та інших частинок на висоту до 20 км у стратосферу. Справа в тому, що в атмосфері за рахунок циркуляції попіл і пил дуже швидко сідають - минув тиждень після ісландського виверження, а пил в атмосфері вже розвіявся. У стратосфері вона носиться дуже довго навколо всієї Земної кулі і може викликати суттєве похолодання. Таке похолодання і сталося після вивержень у XVII столітті, і воно спричинило дуже сильні неврожаї. В результаті був масовий відмінок худоби, що викликало, у свою чергу, голод та хвороби людей, спалахнули масові епідемії чуми, холери, скарлатини, які викосили половину населення Європи. Два вулкани стали непрямою причиною загибелі величезної кількості людей. Це одна з найбільших катастроф, які описані, зокрема, і в літературних творах. Церква інтерпретувала їх як покарання Господнє за людські гріхи і т.д. Це один із тих прикладів, які показують, наскільки великий вплив вулканізму на клімат та долю людства.

Виверження ісландського вулкана - один із яскравих прикладів впливу процесів вулканізму та в цілому ендогенних процесів (таких, як цунамі, землетруси, повені) на життя людини, зокрема, на інформаційні системи, системи авіаперевезень та взаємозв'язки їх із кліматом. У нас звикли, коли обговорюються ці проблеми, виділяти антропогенну складову: вплив людини на потепління, на природні та техногенні катастрофи, наприклад цей горезвісний парниковий ефект газу, насамперед СО 2 . Насправді вулканізм - одна з головних машин, яка визначає і клімат, і дуже багато інших подій. Адже це не єдине виверження, вони відбуваються щорічно, надаючи помітний вплив на життя конкретних регіонів. Унікальність цього виверження полягає в тому, що хмара попелу поширилася далеко і високо над густонаселеними районами, тому викликала, можна сказати, колапс авіаперевезень та низку інших наслідків.

У нас в Росії вулкани, що діють, знаходяться на Камчатці і Курильських островах. Найбільший вулкан – Ключевська сопка – регулярно викидає у верхню атмосферу і, що ще важливіше, у стратосферу – на висоту понад 10 кілометрів – величезна кількість попелу та газу, що неодноразово призводило до труднощів в авіасполученні Аляски, Канади, частково Японії. Усіх інших це мало стосувалося, тож не викликало такого резонансу. Згадувалися в пресі катастрофи з літаками, що трапилися в Індонезії, на Філіппінах - це другий густонаселений район, на який дуже впливають вулканічні виверження. З двох сторін Південно-Східна Азія оточена дуже активними вулканічними дугами - Філіппінською та Суматра-Яванською, де, крім попелу та СО 2 , викидається також дуже багато сірки, яка, окислюючись в атмосфері, перетворює дощі на кислотні. Ця розведена сірчана кислота не раз завдавала непоправної шкоди врожаю. І коли пишуть про кислотні дощі, пов'язані з діяльністю промисловості – це все дрібниці порівняно з вулканічними причинами.

Вплинути якось на вулканічну активність людина не здатна, але ми можемо уточнювати та покращувати наші прогнози. Такими прогнозами в Росії займаються дуже мало – Камчатка далеко, і що там станеться – для наших столиць є несуттєвим. А насправді ці виверження можуть вплинути і на глобальний вплив. Повторюю, якщо попіл закидатиметься в стратосферу, це може призвести до більших наслідків для клімату. Тому прогнозом вулканізму треба займатися

бібліографічний список

1. http://forum.lightray.ru

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

http://www.grida.no

http://www.inesnet.ru/

5. Авдейко Г.П., Попруженко С.В., Палуєва О.О. Тектонічне розвиток та вулкано-тектонічне районування Курило-Камчатської острівнодужної системи. – Омськ: Вид-во Омського державного аграрного університету, 2007. – 270 с.

Апрелков С.Є., Смирнов Л.М., Ольшанська О.М. Природа аномальної зони сили тяжкості у Центрально-Камчатській депресії. – М.: Гардарика, 2008. – 368 с.

Апродов В.А. Вулкани. – Ростов н/Д.: Фенікс, 2007. – 384 с.

9. Блютген І. Географія кліматів. – М.: ГЕОТАР Медіа, 2007. – 640 с.

Вітвіцький Г.М. Зональність клімату на Землі. – М: Просвітництво, 2008. – 32 с.

11. Влодавець В.І. Вулкани Землі. – К.: Просвітництво, 2008. – 243 с.

12. Гущенко І.І. Виверження вулканів світу. – М.: Інфра – М, 2008. – 106 с.

13. Коливання клімату протягом останнього тисячоліття. – К.: Просвітництво, 2007. – 208 с.

14. Кузнєцов С.Д., Маркін Ю.П. Стан атмосфери. – М.: Інфра – М, 2008. – 406 с.

Лебединський В.І. Вулкани та людина [Електронний ресурс] - Режим доступу: www.priroda.su

Леггетт Д., Волш М., Кіпін Би., Глобальне потепління. – Перм, 2009. – 212 с.

Лівчак І.Ф., Воронов Ю.В., Стрєлков Є.В. Вплив вулканізму зміну клімату. – К.: ВЛАДОС, 2008. – 156 с.

Макдональд Г.А. Вулкани. – СПб.: Лань, 2009. – 218 с.

19. Маракушев А.А. Вулканізм Землі. – К.: Просвітництво, 2006 р. – 255 с.

20. Маркович Д.Ж. Соціальна екологія. – К.: Просвітництво, 2006. – 208 с.

21. Мархінін Є.К. Вулканізм. Освіта, 2008. – 243 с.

22. Марчук Г.І. Обрії наукового пошуку. – М.: Інфра – М, 2008. – 664 с.

Мелекесцев І.В. Вулканізм та рельєфоутворення // Вісник Томського державного університету. – 2008. – №317. – С. 264-269.

Міллер Т. Поспішайте врятувати планету. – К.: «АСВ», 2008. – 227 с.

Михайлов Л.А., Концепції сучасного природознавства. – К.: Просвітництво, 2006. – 163 с.

26. Небіл Б. Наука про довкілля. Так влаштований світ: у 2-х т. – М: Фенікс, 2007. – 326 с.

Одум Ю. Глобальні зміни клімату. – М.: Вузовський підручник, 2009. – 390 с

Папенов К.В. Вулкани та вулканізм. – М.: Академія, 2007. – 421 с.

29. Погосян Х.П. Спільна циркуляція атмосфери. – М.: Фенікс, 2006. – 112 с.

Ритман А. Вулкани та їх діяльність // Земля та Всесвіт №1. – 2009. – с. 23-27

Стадницький Г.В., Родінов А.І. Екологія. – М.: ЮНІТІ-ДАНА, 2008. – 218 с.

Тазієв Г. Вулкани. – М.: Гардарика, 2009. – 225 с.

Уорнер С. Забруднення повітря, джерела та контроль. – К.: Баллас, 2006. – 196 с.

34. Федорченко В.І., Абдурахманов А.І., Родіонова Р.І. Вулканізм // Географія: проблеми науки та освіти. - №34. – 2009. – с. 12-18.

35. Френц Щебек. Варіації на тему однієї планети. – К.: Просвітництво, 2008. – 230 с.

Фейрбридж Р. Науки про Землю: Карбонатні породи (У 2-х томах). Т.1: Генезіз, поширення, класифікація. Т.2: Фізико-хімічна характеристика та методи дослідження. Пров. з англ. Т. 1,2 (Р. Фейрбріджа (2006)). – 216 с.

37. Хромов С.П., Петросянц М.А. Метеорологія та кліматологія. – К.: Владос, 2008. – 283 с.

Енергія, природа та клімат / В.В. Клименко та ін. – СПб.: Лань, 2008. – 208 с.

Юсорін Ю.С. Вулканізм. – К.: ВЛАДОС, 2008. – 156 с.

Ясаманов Н.А. Стародавні клімати Землі. – М.: Академія, 2009. – 160 с.

МОСКВА, 24 жовтня - РІА Новини. Виверження вулканів не тільки охолоджують планету, викидаючи в повітря гігантську кількість аерозолів, але й змушують льодовики танути швидше через величезні маси попелу, що викидаються під час цих самих катаклізмів, йдеться в статті, опублікованій у журналі Nature Communications.

"Всі ми знаємо, що темний сніг і лід тануть швидше, ніж їхні білі аналоги, це все дуже проста і очевидна річ навіть для дитини. Але, з іншого боку, раніше нікому не вдавалося показати, що спалахи вулканізму та епізоди швидкого танення льодів у минулому були пов'язані між собою", - заявив Франческо Мускітьєлло (Francesco Muschitiello) з університету Колумбії (США).

Вчені: вулкани диригували кліматом протягом останніх 2,5 тисяч роківКліматологи проаналізували коливання клімату за час існування людської цивілізації і дійшли висновку, що останні 2,5 тисячі років головною причиною зростання та різких падінь температур були виверження вулканів.

Вулкани Землі сьогодні вважаються одним із ключових "диригентів" клімату нашої планети. Вони можуть підвищувати температури на її поверхні, викидаючи величезні маси вуглекислоти та інших парникових газів так і знижувати її, заповнюючи атмосферу Землі частинками попелу і мікрокраплями аерозолів, що відображають промені і тепло Сонця.

Людство за всю недовгу історію свого існування вже пережило кілька таких катастроф. Наприклад, виверження супервулкана Тоба, що відбулося приблизно 70 тисяч років тому, призвело до настання "вулканічної зими" на кілька років та майже повного зникнення людей. Його менші аналоги, вибух острова Тамбора у 1815 році та масове виверження вулканів у Південній Америці у 530 роках нашої ери, викликали масовий голод та спалахи чуми.

Мускітьєлло та його колеги з'ясували, що вулкани не завжди однозначно впливають на клімат, одночасно викликаючи і танення льодів, і "вулканічну зиму", вивчаючи відкладення мулу, що формувалися на дні пересохлого Балтійського льодовикового озера. Воно являло собою велике тимчасове водоймище, що покривало істотну частину сучасної Скандинавії в льодовичну епоху влітку, коли тала вода з льодовиків починала стікати в улоговину майбутнього Балтійського моря.

Вулканом по клімату: чи можна за один день "скасувати" потеплінняЧи звинувачував хтось Кракатау в "глобальному похолоданні"? І наскільки сильно вулкани впливають на клімат Землі? Про це РІА «Новости» розповів старший науковий співробітник Головної геофізичної обсерваторії імені Воєйкова Андрій Кисельов.

Це озеро, за поточними оцінками геологів, виникло приблизно 12 тисяч років тому, наприкінці льодовикового періоду. і воно проіснувало кілька тисяч років, накопичуючи на своєму дні вулканічний попіл, пилок та інші шматочки органіки, здатні багато розповісти про клімат тієї епохи, під час якої вони виникли.

Кліматологів у разі цікавило не вміст, а зовнішній вигляд його донних відкладень. Їх товщина, як пояснюють дослідники, є своєрідним аналогом річних кілець дерев - чим ширший кожен шар мулу, тим більше води мало надходити в озеро зі схилів льодовиків, що відступають.

Ця особливість дна Балтійського озера допомогла вченим зрозуміти, яку роль у його формуванні та наповненні грали вулкани, зіставляючи зміни у товщині шарів мулу з тим, які "вулканічні" речовини були знайдені всередині відкладень льоду, що формувалися в Гренландії в ту саму епоху.

Це порівняння, попри очікування вчених, показало досить дивну картину. За часів вивержень вулканів, що викидали велику кількість аерозолів в атмосферу, швидкість танення льодовиків не падала, а зростала чи залишалася незмінною, незважаючи на те, що подібні викиди знижували середню температуру на 3,5 градуса Цельсія на всій території Скандинавії.

Вчені: настання зледеніння обрушило Візантію і створило ХаліфатНизка з трьох вивержень вулканів в 6 столітті нашої ери і пов'язана з ними ера зледеніння спричинила занепад Візантії в кінці першого тисячоліття і сприяла створенню першого Халіфату арабів і завоювання ними майже всіх колишніх володінь ромеїв.

Причиною подібної аномальної поведінки льодовиків, як вважають автори статті, був вулканічний попіл - навіть невеликі його кількості, за словами кліматологів, могли знизити здатність льоду, що відображає, на 15-20%, що помітно посилило б прогрів льодовиків світлом і теплом Сонця і прискорило їх танення.

Одне з подібних вивержень, як припускають вчені, могло різко прискорити темпи накопичення води в Балтійському озері, що призвело до формування каналу між світовим океаном і водоймою і народження Балтійського моря.

Все це, як вважає Мускітьєлло, вказує на те, що вулкани могли відігравати набагато більшу роль у завершенні льодовикового періоду, ніж сьогодні вважають вчені, і що їх викиди впливають на клімат не так однозначно, як передбачалося раніше.

Вулкани вивергаються по-різному. З одних витікають річки рідкої базальтової лави, інші вивергають хмари гарячого вулканічного попелу та уламків пемзи, треті вистрілюють вулканічними бомбами - застиглими шматками лави і тефри (кам'янілого попелу), четверті вибухають так, що шматки породи розлітаються на десятки. А є й такі, які роблять все це одразу, вони – найнебезпечніші.

Зима завдовжки в... тисячу років
Вчені давно вивчають вулканічну активність земної кори. Вони навіть придумали критерій, яким можна класифікувати силу виверження вулканів - шкалу вулканічних вивержень (Volcanic Explosivity Index - VEI). Відомо, наприклад, що потужне виверження відбулося приблизно 600 тисяч років тому. Єллоустонський супервулкан на західному узбережжі Північної Америки викинув в атмосферу понад 2,5 тисячі кубічних кілометрів попелу. Після виверження залишився кратер-кальдера розміром 55 на 72 кілометри. Цілком можливо, що це виверження так вплинуло на ДНК пітекантропів, що виникла мутація – неандертальці, котрі стали предками людини. А близько 70 тисяч років тому трапилося найруйнівніше з відомих на сьогоднішній день науці вивержень - «заговорив» вулкан Тоба на острові Суматра. Внаслідок катаклізму стався жахливий викид сірки в атмосферу, отруйні хмари огорнули планету, і на тисячу років на Землі запанувала справжня зима. Перше десятиліття йшли отруйні сірчисті дощі, що занапастили все живе. Хмари закрили землю від Сонця, і клімат на планеті різко похолодів. Не багато представників флори та фауни пережили цю катастрофу, а чисельність наших предків скоротилася лише до кількох тисяч людей.

Нещодавно (за мірками вчених) - всього близько 27 тисяч років тому - сталося велике виверження вулкана Таупо (Оруануї) в Новій Зеландії. З його жерла в атмосферу було викинуто понад тисячу кубічних кілометрів попелу та тефри, а саме жерло настільки розширилося, що пізніше на цьому місці утворилося величезне озеро завдовжки 44 кілометри та глибиною майже 200 метрів. За шкалою вулканічних вивержень (VEI) цій природній події надано вищу оцінку - 8 балів. Острів Північний, що займає половину території Нової Зеландії, був покритий шаром тефри завтовшки 200 метрів. Навряд чи тут залишилося щось живе.

Зловісний Кракатау
Вулкани продовжували впливати на клімат планети та псувати життя нашим предкам. У VI столітті на сцену природних збурень вийшов молодий вулкан Кракатау в Індонезії. Його жерло, що складається з безлічі шарів лави, що затверділа, спрямовано строго вгору і здатне викидати попіл і тефру на величезну висоту. Виверження вулкана у 535 році н.е. настільки засмітило атмосферу, що відбулися глобальні зміни клімату, у земній корі утворився гігантський розлом, і з'явилися два нові острови – Суматра та Ява.
Однак Кракатау на цьому не заспокоївся і в 1883 прокинувся знову, викинувши стовп попелу на висоту тридцять кілометрів і зруйнувавши острів, на якому знаходився сам. Океанська вода ринула в розпечену земну расселіну, внаслідок чого стався жахливий за своєю силою вибух. Тридцятиметрова хвиля, що піднялася, змила з островів в океан близько трьохсот міст і селищ, занапастивши 35 тисяч людей. Розпечений вміст вулкану розлетівся в радіусі 500 кілометрів. Сила виверження, що дорівнює за шкалою VEI шести балів, у тисячі разів перевищувала силу вибуху атомної бомби, скинутої на Хіросіму. Повітряна хвиля кілька разів обійшла планету. У Джакарті, столиці Індонезії, що знаходиться на відстані 150 кілометрів від місця дії, вона зірвала дахи з будинків та двері з петель.
Протягом кількох років над океаном клубилися хмари пилу та попелу. Від самого Кракатау залишилося три невеликі острови. Здавалося б, в його історії можна було поставити крапку, але вулкан виявився напрочуд живучим. Сейсмічна активність у цьому регіоні не затихала. На місці виверження то з'являлися, то розмивалися океаном нові жерла, які назвали вчені Анак-Кракатау (дитя Кракатау). Перша така «дитина» з'явилася в 1933 році і досягла висоти 67 метрів, друга - в 1960 році, а сьогодні вже шосте за рахунком «дитя» дивиться на своє оточення з висоти 813 метрів. «Малюк» почувається чудово, а уряд країни починає турбуватися за майбутнє населення островів. Вже вирішено – від гріха подалі – селитися не ближче за три кілометри від «колиски».

Катастрофічні наслідки
Проте не лише південні країни можуть похвалитися вулканами, які написали історію людства. Ісландія теж зробила свій внесок у формування клімату Землі. І все завдяки Лакі. Цей, так званий щитовидний вулкан, схили якого створені потоками застиглої лави, що нашаровуються один на одного, складається з понад сотні кратерів. Їхні жерла, що досягають у висоту 800 метрів, витяглися на 25 кілометрів у вигляді гряди, що перетинає національний парк Скафтафетль у південній частині острова. У центрі пасма знаходиться вулкан Грімсвотн. Саме Лакі та Грімсвотн під час вивержень у 1783-1784 роках протягом восьми місяців вилили неймовірну кількість лави, що утворила вогняну річку завдовжки 130 кілометрів. Виверження супроводжувалося викидами отруйних газів, через які загинула половина поголів'я острівної худоби. Попіл засинав пасовища, а лава розтопила льодовики, що залили острів водою. В результаті повені і голоду, що настав за ним, загинув кожен п'ятий житель Ісландії. Хмари попелу розлетілися по всій Північній півкулі, викликавши різке похолодання, що призвело до неврожаю та голоду в Європі.
Ще більш серйозні наслідки були від виверження вулкана Тамбора на острові Сумбава (Малайський архіпелаг) у 1815 році. Вулкан розташований у так званій зоні субдукції, коли край шару земної кори занурений у киплячу мантію. У період сейсмічної активності лава загортається цим краєм, як ложкою, і під величезним тиском виштовхується поверхню землі. Якщо на цьому місці існує хоча б один природний прохід, лава прямує на поверхню через нього. Семибальне виверження Тамбори стало одним із найбільш руйнівних в історії людства. Від нього загинуло понад сімдесят тисяч людей. Жителі острова практично поголовно вимерли від виверження голоду і хвороб, що послідував за виверженням, віднісши з собою в могилу унікальну тамбірську мову. На планеті встановилася вулканічна зима, яка призвела до катастрофічного неврожаю в Європі в 1816 році, голоду та масової еміграції населення до Америки.

Вогнедишна Камчатка
Росія хоч і не південна країна, але й у нас є чим похвалитися. У східній частині півострова Камчатка розташований знаменитий Безіменний вулкан. На Камчатці їх близько тисячі, причому різної форми і тих, хто перебуває в різній стадії активності - від «сплячих» до діючих. Наприклад, Ключевська сопка висотою 4750 метрів – найвищий діючий вулкан Євразії. Ще на початку минулого століття висота Безіменного становила 3075 метрів. Але в результаті виверження 1956 його вершина вкоротилася майже на двісті метрів. Хоч як дивно, але під час виверження, незважаючи на його жахливу міць, люди не постраждали. Спочатку вулкан протягом півроку трясли конвульсії, що супроводжувалися незначними викидами попелу та виплесками лави, а потім 30 березня він просто вибухнув, викинувши на висоту 35 кілометрів хмари тефри, розпеченої до 300 градусів. А з гігантської діри, що зяяла на східному схилі, полилися величезні потоки вогненної лави. Гарячий попіл розтопив сніг - і по руслу річок, змітаючи все на своєму шляху, помчали грязьові потоки, в яких величезні валуни перемішалися зі стовбурами вирваних з коренем дерев. Хмари попелу накрили селище Ключі, розташоване неподалік Безіменного, і його мешканці, які повертаються з роботи, змушені були шукати свої будинки практично на дотик. Розчепіривши руки і натикаючись один на одного, вони тинялися від будівлі до будівлі, намагаючись хоч щось розгледіти в непроглядній темряві. Натомість жителі Великобританії незабаром могли милуватися надзвичайно гарними заходами сонця, викликаними забрудненням атмосфери в результаті викидів Безіменного.