Institute of Geophysics of the CAS, v. v. i.

Navigation:

Freatomagmatický vulkanismus

Freatomagmatický vukanismus

Animace 1, 2: 10x zpomalený experiment exploze ve freatomagmatickém vulkánu a výstupu úlomkového proudu z „kořenové zóny“ vulkánu (podle Ross et al., 2008). Náhle uvolněný tlak vzduchu v tlakové nádobce v dolní části přístroje s sebou unáší černý písek, který proniká do zvrstvené kuželové struktury modelového freatomagmatického vulkánu. První animace (VLEVO): přetlak 2 atmosféry, druhá animace (VPRAVO): přetlak 6 atmosfér.

Freatomagmatické vulkány vznikají v oblastech aktivního kontinentálního vulkanismu v místech, kde se vystupující magma setkává s podzemní vodou. Interakce žhavého magmatu a vody způsobuje silné exploze, které mají dostatečnou energii k rozvolnění horninového prostředí v blízkosti explozí. Exploze jsou způsobeny přehřátou vodní párou, která se rychle rozpíná. Mechanismus freatomagmatických explozí je tedy odlišný od klasických plinijských explozí, které jsou zase způsobeny rychlým uvolňováním plynů rozpušťěných v magmatu v mělkých partiích zemské kůry nebo stratovulkánu.

Viti maar, Askja, Iceland (foto: J.Alean, zdroj: http://www.swisseduc.ch/stromboli/glossary/maar-en.html)

 

Obrázek 2: Vertikální řez freatomagmatickým vulkánem schematicky ukazující vznik explozí, přenos úlomkového materiálu a jeho uložení na dně kráteru nebo v tufovém prstenci (upraveno podle Lorenze (2003)). Strmé stěny vulkánu jsou typické pro prostředí „tvrdých“ hornin jako jsou granity, metamorfované horniny, či vápence.

Freatomagmatický vulkanismus vytváří typickou morfologii mělkého a širokého kráteru, který je obklopen tufovým prstencem (Obrázek 1). Kráter vulkánu může být vyplněn jezerem, které se nazývá maar. Uloženiny jezera často obsahují vrstvy bohaté na fosílie (např. diatomity) nebo chaotické struktury typické pro turbiditní proudy, které vznikají na okrajích kráteru a přenášejí jemný prachový materiál v suspenzi směrem do středu kráteru. Maarové jezero je pouze povrchovou částí hluboké kuželové struktury, která je vyplněna nevytříděným a rozdrceným materiálem, který pochází z okolních hornin, úlomků prudce schlazeného magmatu a případně i sedimentů z povrchové části vulkánu. Při freatomagmatických explozích se prudce schlazené magma rozpadá na jednotlivé klasty, které dohromady s okolními rozdrcenými horninami vytvářejí úlomkové proudy stoupající velmi rychle k povrchu skrz kuželovou strukturu vulkánu (Obrázek 2). Tyto úlomkové proudy jsou nakonec uloženy na dně maarového kráteru nebo v tufovém prstenci z kolabujících pyroklastických proudů. Uloženiny těchto vulkánů narozdíl od struskových kuželů jsou typické právě přítomností úlomků hornin z nižších stratigrafických úrovní a nemusí mít vulkanické složení (jsou to typicky např. úlomky granitů, metamorfovaných hornin, vápenců). Přenos klastů kráterem úlomkovými proudy je také odpovědný za charakteristický tvar klastů, které jsou většinou zaoblené, ale mají i rovné plochy (facety). Výstup rozvolněného materiálu vzhůru vytváří v místě exploze dutinu, která je okamžitě zaplněna klesajícími uloženinami kráteru. Každá nová freatomagmatická exploze vzniká v nižší úrovni, než exploze přechozí a celá vulkanická stuktura se tak prohlubuje a rozšiřuje (Obrázek 3a). Místo, ve kterém dochází k explozím se nazývá také „kořenová zóna“. Naopak struskové kužely rostou ukládáním vulkanického materiálu směrem do výšky a do stran (Obrázek 3b). Typický struskový kužel je zobrazen na obrázku 4.

Obrázek 3: Schematické diagramy ukazující růst freatomagmatického vulkánu (a) a struskového kužele (b) v čase.

Obrázek 4: Struskový kužel Pu`u ka Pele, jižní svah vulkánu Mauna Kea. Výška vulkánu na obrázku je 95 m. Fotografie USGS (Jack Lockwood, 1975). Zdroj: http://www.volcanoes.usgs.gov.   Obrázek 5: Informační poster k dnům vědy 2008 na GFÚ o freatomagmatickém vulkanismu.
Ke stažení: .pdf [7,8 MB] .jpg [3,1 MB]

Na závěr vulkanické činnosti ve freatomagmatickém vulkánu může magma vystoupit jako žíla nebo proniknout blízko k povrchu a vytvoří větší těleso čočkovitého tvaru pod zvrstvenými uloženinami maaru, nebo se rozlije uvnitř kráteru a vytvoří rozsáhlé lávové jezero (viz obrázek 5 – poster). Eroze potom tvaruje tato lávová tělesa do výrazných krajinných elevací, protože ztuhlá láva je odolnější než okolní horniny freatomagmatické brekcie nebo sedimenty. Erozní zbytky těchto těles tak mohou nakonec tvořit typické „suky“, či „věže“. Výsledný tvar řídí především sloupcová odlučnost lávy. Pukliny omezující jednotlivé sloupy rostou směrem kolmo k plochám chladnutí těles. Sloupcová odlučnost a uspořádání ploch toku magmatu jsou nejdůležitějšími prvky, které nám umožňují původní tvar těchto těles rekonstruovat (obrázek 5).

CITOVANÁ LITERATURA:

Lorenz, V., (2003). Maar-Diatreme Volcanoes, their Formation, and their Setting in Hard-rock or Soft-rock Environments. Geolines, 15, 72-83.

Ross, P.-S., White, J. D. L., Zimanowski, B., Büttner, R. (2008). Multiphase flow above explosion sites in debris-filled volcanic vents: Insights from analogue experiments. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 178 (1), 104-112.