A „Vulkán” szócikk ide irányít át. Hasonló címmel lásd még: Vulkán (egyértelműsítő lap).

Ez a szócikk a geológiai jelenségről szól. Hasonló címmel lásd még: Tűzhányó (film).

Ez a szócikk feltüntet forrásokat, de azonosíthatatlan, hol használták fel őket a szövegben. Önmagában ez nem minősíti a szócikk tartalmát: az is lehet, hogy minden állítása pontos. Segíts lábjegyzetekkel ellátni az állításokat! Lásd még: A Wikipédia nem az első közlés helye

A vulkánok vagy tűzhányók a Föld felszínének olyan hasadékai, amelyeken a felszínre jut a magma, az asztenoszféra izzó kőzetolvadéka. A Föld vulkánjait kialakulásuk oka szerint két csoportba soroljuk: többségük a távolodó és közeledő kőzetlemezek határain (az aktív lemezhatárokon) alakul ki, kisebb részük az aktív peremszegélyektől távol, a köpenyhőoszlopok (köpenycsóvák) fölötti forrópontokon jön létre.

A magma felszíni tevékenysége a vulkanizmus, ebből keletkeznek világszerte a vulkáni kúpok, vulkáni hegységek. Vulkanizmusról csak akkor beszélünk, ha a magma eléri a Föld felszínét, ti. ilyenkor láva lesz belőle. Olyankor, amikor a magma a mélységben megreked, és ott kristályosodik kőzetté, a folyamat neve magmatizmus. A vulkáni tevékenység és a hozzá kapcsolódó jelenségek vizsgálatával a vulkanológia foglalkozik.

Nevének eredete

A vulkán szó mai formájában a magyar etimológiai források szerint a spanyolban keletkezett (volcán ), végső forrása a latin Vulcānus, a rómaiak tűzistene, aki egyben a kovácsok istene is volt. (Görög megfelelője Héphaisztosz, az istenek kovácsa.) A volcán a Spanyol Királyi Akadémia értelmező szótára szerint ugyanakkor közvetlenül a portugál volcão alakból származik, bár ennek mai helyesírása vulcão.

Vulkánok a mitológiában

A római mitológiában, a göröghöz hasonlatosan, a tűzhányókat az istenek munkájának tekintették, mivel sem a tudomány, sem az alkímia nem tudta elfogadhatóan magyarázni működésüket. Platón két művében is említést tesz Atlantiszról, a legendás szigetről, amelynek elsüllyedésével elpusztult a hatalmas atlantiszi civilizáció. Atlantisz létezése és esetleges földrajzi elhelyezkedése napjainkban is vitatott téma – tény azonban, hogy i. e. 1620-ban az Égei-tengeri Szantorini szigetét egy sor roppant erős kitörés elpusztította. A kitörések által okozott cunami elpusztította Kréta szigetének északi partját és hozzájárult a szigeten kialakult minószi civilizáció hanyatlásához. Szantorini (vagy Théra) kitörése egy másik görög mítosz alapjául is szolgált: a Deukalión szerint Poszeidón bosszút állva Zeuszon elöntötte Attika, Argolisz, Szaloniki és Ródosz tengerparti területeit.

A görögök úgy tartották, hogy az Etna alatt volt Héphaisztosz műhelye, ahol Zeusz fegyvereit kovácsolta. Gyermekei, az egyszemű küklópszok legendáját valószínűleg az Etna oldalán levő számos mellékkráter alakja inspirálta. Vergilius szerint Athéné bosszúvágyában az Etna alá börtönözte be Enkeláduszt, akinek a fájdalomkiáltásai okozták a hegy működését és morajlását. Ugyancsak Vergiliustól tudjuk, hogy Héphaisztosz Enkeládusz testvérét, Mímaszt a Vezúv alá börtönözte be. A római költő szerint a Campi Flegrei lávaárjai a többi bebörtönzött óriás véréből jöttek létre.

A keresztény hiedelemvilágban a vulkanizmust számos áltudományos elmélettel magyarázták, és elsősorban a Sátán munkájának tudták be. Úgy tartották, hogy a katasztrófákat csak szentek csodái akadályozhatják meg. Ezért például i. sz. 253-ban a Catania lakosai Szent Ágota relikviáival körmenetet szerveztek az Etna közelgő lávaárjának megakadályozására, és a lávaár csodával határos módon elkerülte a várost. Ugyanez a módszer 1669-ben már nem vált be: a város nagy részét elöntötte a láva.

A Vezúv 1660-as kitörésekor lezúduló kődarabokban kereszt alakú piroxén ikerkristályok is voltak, és ezeket a helyi lakosok Szent Januáriusz (Nápoly védőszentje) csodájának tekintették.

Nemcsak az Európában, de a Csendes-óceán Tűzgyűrűjének vidékén is mítoszok övezték a vulkáni jelenségeket. A maori mitológiában Taranaki és Tongariro (két új-zélandi vulkán) jóbarátok voltak, de barátságuk hamar féltékenységi viszályba csapott át, mert mindketten Pihangába szerettek bele (ő is egy új-zélandi vulkán megszemélyesítője). A maorik máig sem telepszenek meg a Taranaki és Tongariro közötti területen, mert félnek, hogy ismét „fellángol” a két egykori barát vitája.

A hawaii bennszülöttek mondavilágában a tűz istenét, Pelét saját húga – Namaka, a tenger istennője – szigetről szigetre egyre délkeletnek űzi a tűzhányók alatt. Úgy tartják, hogy mai lakhelye a Kilauea lávatava alatt van. Ez az elképzelés pontosan egyezik azzal a ténnyel, hogy a Csendes-óceáni litoszféralemez északnyugatnak mozog a szigeteket kialakító elsődleges köpenyoszlop fölött, tehát délkelet felé haladva egyre fiatalabb és fiatalabb vulkánokat találunk.

A vulkánok megismerésének története

A vulkáni kitörések látványossága miatt a vulkánok megfigyelése és leírása már a görög filozófusokat is foglalkoztatta. Az első konkrét megfigyelések Arisztotelész korából (i. e. 4. század) származnak. Később a vulkánosság magyarázatában két, egymással szembehelyezkedő filozófiai iskola alakult ki: Anaximenész és követői (neptunisták) szerint a vulkánkitöréseket a földrengések okozzák, azokat pedig a föld alatti üregek beomlásai. Ezzel szemben Klazomenai Anaxagorasz és követői (plutonisták) úgy vélték, hogy a vulkáni működést kiváltó elsődleges ok a föld alatti üregekben meggyulladt éter. Ez utóbbi felfogást fogadta el később Platón, illetve Arisztotelész is – ő a vulkáni tevékenységet a föld alatti gázok meggyulladásával magyarázta. Úgy vélte, hogy a tűz könnyebb őselem, mint a föld, ezért ez van legfelül, tehát a Föld mélyén hidegnek kell lennie. Ezzel szemben Püthagorasz, majd később Empedoklész úgy vélte, hogy a Földnek folyékony, izzó magja van, amiről a legendák szerint maga Empedoklész is meggyőződött, amikor megmászta az Etnát, és belenézett. Az első, ténylegesen vulkanológiai leírás Sztrabóné (i. e. 1. század). Részletesen leírta a Lipari-szigeteket, és arra a következtetésre jutott, hogy a Vezúv is egy vulkán (abban az időben a Vezúv már hosszú ideje aludt). Ugyancsak ő ismerte fel a vulkanizmus és földrengések kapcsolatát.

Nemcsak a görög, de az ókori kínai tudósoktól is maradtak fent vulkanológiai leírások. Az i. e. 3. században élt Wang Chia Shih I Chi munkájában „ezer mérföld” mélységből feltörő forróvízről és a hegyek tetején megjelenő, sárga füstfelhőkről (kénes kigőzölgésekről) számol be. Szintén az i. e. 3. században élő Shu Ching említ meg egy hatalmas forróságot árasztó vulkánt, ami még a követ is megolvasztja.

A római tudósok közül jelentősen hozzájárult a vulkáni jelenségek megfigyeléséhez Seneca, aki a vulkánokat olyan, föld alatti tűzhelyekként írja le, amelyekben a kén és bitumen ég; ennek lángjai időnként a felszínre is felcsapnak. A Vezúv 79-es (többek között Pompeii, Herculaneum és Stabiae városokat is elpusztító) katasztrofális kitörését Tacitus felkérésére ifjabb Plinius dokumentálta. Nagybátyja, idősebb Plinius, aki abban az időben a misenumi római flotta parancsnoka volt, életét vesztette a stabiaei lakosok menekítése közben. Ifjabb Plinius leírása rendkívül pontos, részletes, és kitér a vulkáni működés minden mozzanatára. Emiatt Plinius leveleit tekintik az első valódi vulkanológiai leírásnak.

A középkorban a többi természettudományhoz hasonlóan a vulkánok megfigyelése is háttérbe szorult. Csak néhány arab utazó és szerzetes leírása maradt fent.

A 15. századtól, a felfedezések korában a vulkánok megismerését is egyre fontosabbnak tekintette a tudományos élet. A dél-amerikai spanyol hódítók gazdag aranykincsek reményében nem egyszer a vulkáni kráterek mélyére is leereszkedtek. A 16. században Sebastian Münster Cosmographia című munkájában arról ír, hogy a vulkánokból a Föld belső tüze tör fel. A vulkán kifejezést először a 17. században használta Bernhardus Varenius Geographica Generalis című munkájában.

A 17-18. században, a felvilágosodás korában, amikor egyre mélyrehatóbban kezdtek foglalkozni a természettudományokkal, ismét két szembenálló csoport magyarázta a vulkáni tevékenység eredetét. A plutonisták (Leibniz, Newton, Descartes) szerint a vulkánokat a Föld mélyének tüze működteti. Velük szemben a neptunisták (Guettard, Werner) a vulkáni működés okát a tenger közelségben látták; szerintük a kitörések oka különféle helyi anyagok (pl. kőszén begyulladása).

A vulkáni folyamatok megismerésében a 19. században értek el igazi áttörést, amikor felfedezték (Alexander von Humboldt) a vulkanizmus és a Föld belső hőjének kapcsolatát; behatóbban tanulmányozták a magmát és a hozzá kötődő jelenségeket; jobban megismerték a földrengések mechanizmusát, a kőzetek szerkezetét és kialakulását.

A 20. században elsősorban a lemeztektonika elméletének kiforrása hozott óriási előrelépést; ez megnyugtatóan magyarázta a vulkáni jelenségeknek egy igen nagy csoportját. A század elején jelentek meg az első átfogó, a vulkánokat osztályozó munkák. Ezek (Sapper, Lacroix, Rittmann) még elsősorban geomorfológiai, illetve geokémiai szempontokat követtek. Jelentős szerepet játszottak a vulkanizmus megismerésében a japán tudósok is, ami annak tudható be, hogy országuk az egyik legaktívabb vulkáni zónában fekszik.

A vulkánok felépítése

Egy vulkán fő szerkezeti elemei:

• magmakamra (vagy magmatűzhely) – olvadt kőzetekkel teli üreg a Föld szilárd kérgében. Az olvadék a rétegnyomás hatására a törésvonalak mentén a felszín (alacsonyabb nyomás) felé mozdul el, széttolva, felboltozva, illetve magába olvasztva a felette levő kőzeteket. A magmakamrák helyzetét nehéz meghatározni, ezért elsősorban a felszín közeli (1–10 km mély) kamrákat ismerjük. Ha a magma hosszabb ideig tartózkodik a kamrában, összetevői sűrűségének megfelelően rétegeződni kezd. Ahogy kihűl, a szilikátos olvadék egyre kevesebb vizet képes oldatban tartani, és gáztalanodik. A felszabaduló vízgőz (szén-dioxid, kénes gázok stb.) jelentősen megnövelik a kamrában uralkodó nyomást, és amikor a belső nyomás túllépi a rétegnyomást, a vulkán robbanásos kitöréssel kezd működni. Ha a feltörekvő magma megreked a földkéregben, és ott szilárdul meg, mélységi magmás testek keletkeznek, amiket alakjuk és helyzetük függvényében: batolitnak, lakkolitnak, szillnek, kőzettelérnek (dyke-nak) stb. nevezünk.
• vulkáni csatorna (avagy diatréma) egy olyan nyílás a földkéregben, amelyen a magma a felszínre tör. A diatrémát általában automagmatikus breccsa tölti ki: a megszilárdult magmában a csatorna oldalairól leszakított kőzetdarabok „úsznak”.
• vulkáni kráter – a felszínnek az a tölcsér alakú mélyedése a kürtő felszíni végénél, amelyen a törmelékanyag és a láva a felszínre jut. Alakja, átmérője és mélysége változó.
• vulkáni kúpot – a felszínre hozott törmelékanyag és láva építi fel.
• kaldera – a robbanásos kitörések eredménye. Olyankor képződik, amikor a magmakamrában annyira megnő a túlnyomás, hogy a felszabadult gázok kúp alakban lerobbantják a magmakamrát fedő kőzeteket. Ezután a fedő maradéka koncentrikus törésvonalak mentén berogy a kiürült gázok helyére. A teljes beomló terület elérheti a több száz, vagy akár a pár ezer négyzetkilométert is.
• barrankó – a vulkáni kúp palástját felszabdaló, sugárirányú eróziós árok, törmelékfolyás, vízmosás megnevezése.

A vulkán a fentebb sorolt, számtalan módosulattal és változatban fejlődő formák együttese.

A vulkánok keletkezése

A vulkanológiai és lemeztektonikai kutatások során megállapították, hogy a földi vulkánok elhelyezkedése (néhány kivételével) követi a litoszféralemezek határait. Ezek a vidékek nyitott és mély törésrendszerek, amelyeken keresztül a magma a felszínre juthat. A lemezszegélyek típusától függően a vulkánok divergens vagy konvergens lemezszegélyeken keletkezhetnek. Létezik egy harmadik típusú keletkezési mód is, a forrópont (vulkán) (hot-spot) vulkanizmus, amely csak áttételesen kötődik a lemeztektonikai mozgásokhoz.

A magma

Bővebben: Magma

A vulkánok kialakulása a magma mozgásának direkt következménye. Definíció szerint több komponensű, nyílt rendszerű szilikátos kőzetolvadék, változatos (és változó) kristály- és illótartalommal, változó hőmérséklettel, sűrűséggel, folyási jellemzőkkel és viszkozitással.^[1] A magma felszín alatti tevékenységét magmatizmusnak nevezzük.

A vulkánok keletkezését befolyásoló tényezők

A vulkánok keletkezésének legfontosabb tényezője a Föld belső hője, melyet az ősidőktől a radioaktív anyagok bomlása gerjeszt. Ennek két típusa ismert:

• a rövid életű radioaktivitás, mely kozmikus anyagokból (pl. meteoritok) származik. A Föld keletkezésének idején a bolygó heves meteoritbombázásoknak volt kitéve, aminek következtében a becsapódások hatására óriási mennyiségű hő keletkezett. Ennek a radioaktivitásnak a Föld kialakulása kezdetén volt nagy szerepe.
• a hosszú életű radioaktivitás a Föld belsejében levő radioaktív izotópok (235U, 238U, 232Th, 40K) bomlásának köszönhető. Az ebből származó hőenergia átlagosan 82 mW/m². A vizsgálódások kimutatták, hogy az elmúlt 3-4 milliárd évben a radioaktív bomlásból származó energia mennyisége exponenciálisan csökken.^[1]

A Föld belső hője a földköpenyben konvekciós áramlásokat (cellákat) hoz létre, amelyek elmozdítják az asztenoszféra tetején úszó kőzetlemezeket (Lásd: lemeztektonika), amelyek egymáshoz képest eltávolodhatnak (divergens lemezszegélyek) vagy egymásra tolódhatnak (konvergens lemezszegélyek). Ezeken a vidékeken, ahol a litoszféralemezekben repedések keletkeznek, az izzó magma a felszínre juthat. A radioaktivitás egy másik fontos eredménye a köpeny magas hőmérsékletének és nyomásának kialakulása. Ez részlegesen beolvasztja a köpeny, illetve litoszféra anyagát: ez az olvadék a magma.

A vulkánok kialakulásának további fontos tényezői a szerkezetföldtani viszonyok. A kőzetekre ható erők ún. feszültségtérben jelennek meg, amelyek három fő elmozdulástípust (vetődést) idéznek elő: normál vetőt vagy lezökkenést, reverz vetőt vagy feltolódást, oldalelmozdulásos vetőt vagy eltolódást. A kőzetnyomás hatására ezeken a vetődéseken nyomul a felszínre a magma.

Vulkánok keletkezése divergens lemezszegélyeken

Bővebben: Divergens lemezszegély és Lemeztektonika

A divergens (azaz egymástól távolodó) lemezszegélyeken, ahol az asztenoszféra magmaáramlásai megrepesztik az óceáni kőzetburkot, folyamatosan bázikus (bazaltos) kőzetolvadék nyomul a felszínre, ahol megszilárdulva óceáni hátságokat hoz létre. A köpeny vízszintesen áramló anyaga fokozatosan távolítja egymástól a kőzetlemezeket. Az ilyen vulkánokra nem jellemző sem a gázrobbanások sora, sem a törmelékszórás, működésük közben csak kevés vízgőzt termelnek. A vulkáni kitörések egyenletesebbek és nyugodtabbak, a kísérő földrengések gyengébbek, mint a konvergens lemezszegélyeken. A felszínre törő láva rendszerint forró (1100-1200 °C), mert sok benne a magnézium és a feketefém (vas, mangán). Jellemző kőzete a MORB (Mid-oceanic Ridge basalt) bazalt, amelyben az inkompatibilis elemek (olyan elemek, amelyek a magma kihűlésekor nem ásványokba épülnek be, hanem sokáig az olvadékban maradnak: Rb, Ba, U, Th, Ta, Na, K) koncentrációja alacsony. Másik jellemző kőzetük a tholeiites bazalt, amiben kevés az alkálifém, de sok a vas és a magnézium. A vulkanizmus nemcsak a óceáni hátságok területén jöhet létre, hanem az ún. ív mögötti medencékben is. Ezeken a területeken a magma a földkéreg tágulása során keletkező repedéseken jut a felszínre. Divergens lemezszegélyek a kontinensek területén is kialakulhatnak: ezek a kontinentális hasadékvölgyek vagy riftek. Ezekre az alkálifémekben gazdag magma a jellemző (riolitok, alkáli bazaltok). Ilyen jellegű a kelet-afrikai árok vulkanizmusa (a világ egyetlen működő karbonatitvulkánjával).

Vulkánok keletkezése konvergens lemezszegélyeken

Bővebben: Szubdukció és Lemeztektonika

A konvergens (szubdukciós) lemezszegélyeken a hegységképződést aktív vulkanizmus kíséri. A lefelé növekvő hőmérséklet részlegesen megolvasztja az alábukó – általában óceáni – kőzetlemez anyagát és az általa szállított, évmilliók alatt felhalmozódott tengeri üledéket. A friss olvadék a kőzetlemez repedésein a felszín felé igyekszik, és útközben beolvasztja a gránitos-üledékes szárazföldi kéreg egy részét is. Az így feltörő magma többnyire réteges szerkezetű (rétegvulkán), meredek lejtőkkel letörő andezitvulkánokat hoz létre. A vulkáni tevékenység erősen explozív, erős törmelékszórással és gőzkitörésekkel. A vulkáni tevékenység kiszámíthatatlan; benne bizonytalan hosszú aktív és alvó periódusok változnak. A vulkáni tevékenységet erős földrengések kísérik. Az intermedier jellegű andezitláva jellemzően 800–900 °C-on szilárdul meg, tehát nemcsak összetétele, de viszkozitása is közepes; a tufaszórás lávaömlésekkel váltakozik. A legismertebb ilyen zóna a Csendes-óceán Tűzgyűrűje, amelynek része többek között egész Japán (tehát a Fudzsi is), Kamcsatka és a Kordillerák tűzhányói, köztük a Chimborazo, a Popocatépetl, az Amerikai Egyesült Államokban pedig a Mount Saint Helens.

Forrópontos vulkanizmus

Bővebben: Forrópont és pajzsvulkán

A forrópont (angolul: hotspot) típusú vulkánok a lemezszegélyektől távol, a lemeztektonikai folyamatoktól többé-kevésbé függetlenül keletkeznek. Kialakulásukban a fő szerepet a köpenyoszlopok (köpenycsóvák) játsszák. Az elsődleges köpenyoszlopokban a magma a földköpeny „D” szintjéből (a köpeny és külső mag határzónájából) tör a felszín felé, a másodlagos köpenyoszlopokban pedig a déli féltekén található két, úgy nevezett szuperfelboltozódásból. Mivel a forrópont helyzete többé-kevésbé állandó, a litoszféra lemez viszont elmozdul fölötte, a vulkán mindig újabb kúpot épít magának, és ezzel tűzhányóláncot alakít ki. A forrópontok viszonylag kicsik (átmérőjük ritkán nagyobb 100 km-nél), és alattuk a hőáramlás lényegesen nagyobb, mint egyébként (innen származik a nevük is). Lávájuk többnyire híg, bazaltos: az ilyen, úgynevezett OIB bazaltok kémiai és izotóp-összetétele jelentősen különbözik a hátságokban feltörő MORB bazaltokétól. Az OIB szigetvulkánok „csendesek”: működésüket a lávaömlések jellemzik (effúziós vulkánok); robbanásos kitöréseik nem jellemzőek (leginkább csak hosszú szünet után fordulhatnak elő). Jellegzetes példájuk a Hawaii-szigetek vulkanizmusa.

A vulkánok anyagprodukciója

Láva

Bővebben: Láva

A vulkanizmus legfőbb terméke a láva, tehát a felszínre került, jórészt gáztalanodott magma. Legnagyobb része a kőzetüveg, de a legtöbb lávában vannak szabad szemmel látható (porfíros) ásványok is. Minél bázikusabb (minél kevesebb benne a kovasav) annál magasabb az olvadáspontja és annál kisebb a viszkozitása. Az ilyen, forró és hígfolyós magma viszonylag gyorsan hűl ki, tehát kevésbé gáztalanodik. Ezért a bazaltvulkánok többnyire kevés tufát és sok lávát termelnek. Ez a láva a bazalt, aminek csak kis része kristályos (szinte az egész kőzetüveg). Az átmeneti típusú vulkánok felváltva szolgáltatnak lávát és vulkáni-üledékes kőzeteket: a láva és tufa váltakozása hozza létre a jellegzetes andezit rétegvulkánokat (mint például a Börzsöny, a Visegrádi-hegység vagy a Mátra). A savanyú magmából csak alárendelt mennyiségű láva keletkezik; ez a riolit. A riolitláva annyira viszkózus, hogy gyakran már a vulkáni kürtőben megszilárdul, és egyáltalán nem folyik ki.

A vegyi szerkezet és gáztartalom a lávafolyás felületét is meghatározza: a gázokban szegény láva tömbös, lemezes, üveges vagy kötélláva alakú lehet, míg a gázokban gazdag láva rögös, likacsos felületű.

A láva vegyi szerkezete határozza meg a lávafolyások típusait is. A bázikus láva meredekebb lejtőkön keskeny folyásban halad, míg kisebb ejtésű lejtőkön takaróként szétterül. Sokszor 50–80 km-re is eljuthat, a lávaár szélessége elérheti az 1 km-t (pl. Mauna Loa, Hawaii-szigetek). A feltörő gázok gyakran kisebb kürtőket, kúpokat építenek a lávaár felszínére, ezeket salakkürtőknek (hornito) nevezik. A savanyú láva viszkózusabb természetéből adódóan rövidebb és keskenyebb, de vastagabb lávafolyásokat produkál.

A láva kiömölhet:

• a főkráterből;
• a vulkáni kúp oldalán kialakult másodlagos, ún. parazitakráterekből.

A láva haladási sebessége annak tömegétől és viszkozitásától, illetve a lejtő meredekségétől függ. A lávaárak sebessége a 20–30 km/h-tól a néhány cm/napig változik.

Magmás kőzetek

Bővebben: Magmás kőzetek

A felszínre jutott, gáztalanodott láva megszilárdulásával alakulnak ki a magmás kőzetek, amelyeket vegyi összetételük és megszilárdulásuk formája szerint is csoportosítunk. Összetétel szerint fő csoportjaik: a bazalt (szürkésfekete), az andezit (szürkés, vörösbarna), a riolit (fehéres).

Tefra

Bővebben: Tefra

A láva mellett a vulkáni kitörés sokféle törmelékanyagot is szolgáltat: ezek gyűjtőneve a tefra. Ezeket az egyes darabok a formája és mérete szerint csoportosítva különítjük el a vulkáni bombákat, a lapilliket és a vulkáni hamut. Ezekből diagenezis során vulkáni tufa, breccsa és vulkáni konglomerátum keletkezik.

Gázexhalációk

Egy vulkáni kitörés során a szilárd halmazállapotú anyagok mellett gázok és gőzök is kerülnek a felszínre. Ezek egy része juvenilis, azaz a magmából származik, másik része pedig vadózus, azaz a földkéregből került a magmába. A juvenilis és vadózus gőzök-gázok aránya rendkívül változó. Léteznek olyan kitörések is, amelyekből csak vízgőz jut a felszínre.

A vulkáni kitörés pillanatában felszínre kerülő gázok pontos összetételét meglehetősen nehéz mérni, de a kitörés előtti és utáni gázszivárgásokat vizsgálva megállapították, hogy a vízgőz mellett a leggyakrabban szén-dioxid, szén-monoxid, nitrogén, metán, ammónia, fluor, hidrogén, klór, kén-hidrogén, kén-dioxid és fémkarbid-gőzök kerülnek a felszínre. A hidrogén és metán egyaránt könnyen begyullad, és lángba boríthatja a vulkán környékét (mint a Mount Pelée 1902-es kitörésénél). A gázok hőmérséklete ritkán emelkedik 1000 °C fölé.

A felszínre kerülő gázok vegyi összetétele főként a láva összetételétől és hőmérsékletétől függ. Az izzó lávából elsősorban klór, sósav, szén-dioxid, kén-dioxid és nátrium-karbonát válik ki, míg a 650-200 °C hőmérsékleti tartományt gyakran a sósav, ammónium-karbonát, vas-klorid jellemzi. Az alacsonyabb (200-100 °C) hőmérsékletű lávából főként kénhidrogén válik ki, míg a 100 °C alatti lávából már szinte csak a szén-dioxid szabadul fel.

A gázexhalációk a vulkáni működés minden fázisát végigkísérik a kitörés előtti szakasztól a paroxizmuson át a vulkáni utóműködésig.

A vulkáni működés

A vulkáni működés szempontjából a vulkánokat leggyakrabban négy kategóriába sorolják: működő, szunnyadó, potenciálisan aktív illetve kialudt. Ez az osztályozás azonban rendkívül pontatlan, hiszen a határokat nehéz megvonni. Egy aktív vulkán definíció szerint éppen kitör, vagy kitörése bármely percben várható. Ez azonban részlegesen a szunnyadó vulkánokra is igaz, hiszen azok kitörése is várható. Ezt úgy értelmezhetjük, hogy egy szunnyadó vulkán aktiválódhat: ezek a potenciálisan aktív vulkánok. Ha kvantifikálni próbáljuk a fenti kategóriákat, aktív vulkánoknak leginkább azokat nevezzük, amelyek a történelmi időkben bizonyíthatóan működtek (leginkább, ha erről van írásos feljegyzés). A különböző vulkánok aktivitását vizsgálva a vulkanológusok megpróbálták behatárolni a „történelmi időt”. Ennek eredményeként az aktív-inaktív határt 10 000 évvel ezelőttre tolták ki, de ez sem teljesen helytálló, ugyanis vannak olyan, potenciálisan aktív vulkánok, amelyek utolsó lávaömlése 75-150 ezer éve volt (pl. Yellowstone-kaldera). Ezeket figyelembe véve a vulkánokat három kategóriába kéne sorolni: működő, potenciálisan aktív és kialudt. Ezt csak úgy pontosíthatnánk, ha minden vulkán magmakamrájáról lennének pontos adataink.^[2]

A vulkáni kitörések folyamata

A vulkáni kitörés a mélységi eredetű termékek felszínre kerülése és mozgása. A kitörések között a magma közelségét gőzök, gázok, forró vizek feltörése mellett olykor földrengések jelzik. A vulkanizmus kísérőjelenségeinek nevezzük azokat a jelenségeket, amelyek eredményeként nem magma vagy a gázok által kirobbantott törmelék kerül a felszínre. Ezek közülük jelzés értékűek a földrengések: ezek vagy a földkéregben-földköpenyben pattannak ki, vagy a kéreg felső részén:

• a kürtőben felnyomuló magma felboltozó hatása,
• a kitöréskor lezúduló izzó törmelékárak,
• a lávadómok összeomlásának eredményeként.

A vulkáni kitörés közelségét többnyire a földlökések gyakoriságának növekedése, a jellegzetes (pl. kénes) gázkitörések szaporodása, hevesebb működésnél esetleg a felszín emelkedése jelzi. Magát a vulkáni működést – a kitörés típusától függően – heves robbanás vagy robbanássorozat vezeti be. A nyitott kürtőkből a friss magma első, buborékosodott, fragmentált termékeit a kitörési oszlop sok vagy több tucat km magasba is magával ragadhatja. A kitörési oszlop mellett a vulkáni működésre számos más folyamat is jellemző: ilyenek a lavinák, iszapárak stb. A vulkáni kitörés tetőfokát paroxizmusnak nevezik.

A főleg felfelé terjeszkedő oszlop a kitörés energiájától (és a légköri viszonyoktól) függő magasságot elérve szétterjed, és a tűzhányót övező kisebb-nagyobb területen kihullik belőle a felkapott salak, horzsakő vagy hamu (ez a piroklasztszórás). Ha a magmautánpótlás alábbhagy, a kitörési oszlop össze is omolhat, és ilyenkor a kitörés termékei izzó vulkáni árként zúdulnak alá – ezek a piroklasztárak.

Piroklasztszórás

A piroklasztszórásnak kétféle módját különböztetjük meg. A törmelékek vagy a robbanással kialakult kitörési oszlopból rakódnak le, vagy a piroklasztár tetején kialakult (illetve az árat eltakaró, beborító) hamufelhőből hullanak ki. Ez utóbbi módon jóval több törmelék ülepedhet ki, mint az összeomló kitörési oszlopokból. A piroklasztitszórás lehet:

• salakszórás – ez a bazaltvulkánokra jellemző. A salak szemcséi hamu illetve lapilli méretűek, de vegyülhetnek belé bombák is. Mindössze néhány méter vastag; ez a fajta szórás produkálja a legkevesebb anyagot.
• horzsakőszórás – általában az átmeneti, savanyú vagy alkáli magmákra (andezit, riolit, fonolit, trachit) jellemző. Szemcséi főleg lapilli méretűek; a kiszórt törmelék elérheti néhány tucat köbkilométert.
• hamuszórás – sokféle vulkán működésének része lehet. A hamurétegek legfeljebb néhány méter vastagok, de térfogatuk akár több száz köbkilométert is lehet.

Torlóár vagy piroklasztár

A piroklasztárakban a gázok forró, szilárd anyagot (piroklasztot vagy friss lávadarabokat) fluidizálnak részlegesen. Az ár gyorsan zúdul le a völgyekben, mélyedésekben; sebessége gyakorta 100–200 km/h, ritkán több száz is lehet. Kétféle módon keletkezhet: olyankor, amikor a lávadóm vagy viszkózus lávafolyás válik instabillá és omlik össze és olyankor, amikor ezt a kitörési oszlop teszi. Rendkívül veszélyes jelenség; ez követeli a legtöbb halálos áldozatot. A törmelékanyag mérete és összetétele alapján osztályozzák:

• A blokk- és hamuár (vagy nuée ardente) semleges vagy savanyú kőzetek változó méretű törmelékeiből áll. A Mt. Peléé 1902-es kitörésekor nevezték el így a helyi, francia nyelvű lakosok a vulkán felett kialakult izzófelhőt. Általában kis területet borít be, és 1 km³-nél kevesebb törmeléket rak le.
• Salakár (vagy scoria) – általában apró (lapilli és hamu) méretű bazaltos kőzetek alkotják. A hamuárakhoz hasonlóan ez is kis területen ülepszik le.
• Horzsakő- és hamuár – savanyú vagy átmeneti kőzetekből, és heves (plíniuszi) kitörésekkel keletkezik, nagy területeken. Nagyrészt vulkáni hamuból és lapilli méretű horzsakövekből áll: így keletkeznek az ignimbritek.

Piroklaszt-torlóár

A piroklaszt-torlóár gázt, kis koncentrációjú szilárd anyagot (piroklasztot) és gyakorta vízgőzt tartalmazó, turbulens vulkáni ár. Általában völgyekben, mélyedésekben zúdul alá, mint egyfajta átmenet a szórás és az ár között. A torlóár mozgása gyors, de a turbulens jelleg miatt nem jut el messzire. Három típusát különítjük el:

• Alapi torlóár – változó kőzetanyagból, általában freatikus vagy freatomagmás kitörések során keletkezik. Hőmérséklete alacsony, mert a víz lehűti.
• Felszíni torlóár – savanyú vulkánok terméke; általában horzsakő- és hamuárakkal társul.
• Hamufelhő-torlóár – szintén főleg savanyú magmákból keletkezik; a piroklaszt-árakkal társul. Anyaga elsősorban finomszemcsés vulkáni hamu.

Lávafolyások

Bővebben: Lávafolyás

A lávafolyások (vagy lávaömlések) a piroklaszt-árak mellett a vulkáni működés jellegzetes formái. A jelentősen gáztalanodott láva a vulkáni kúp lejtőin, mélyedéseiben szétfolyik. Földünkön – az óceánközépi hátságok hasadékvölgyeit leszámítva – jelenleg elsősorban a Hawaii-szigeteken, Izlandon és az Etnán gyakori – utóbbin pár tucat méter széles, pár kilométerre jutó lávafolyások formájában. A történelem során feljegyzett legnagyobb lávafolyás az izlandi Laki-hasadék 1783-as kitörése során keletkezett, amikor több mint 14 km³ láva terült szét a felszínen. A legnagyobb lávafolyások a mezozoikumban voltak (ezek egyikeként Dekkán-fennsík bazalttakaróját 1 millió km³ bazalt építi fel).

A lávafolyások méretét (térfogatát, vastagságát) és sebességét befolyásoló fő tényezők:

• az effúziós ráta (a láva utánpótlásának, illetve kiáramlásának intenzitása)
• a magma (láva) fizikai tulajdonságai (nyomása, sűrűsége, viszkozitása, vegyi összetétele).

A lávafolyásokat a kőzet típusa szerint osztályozzák:

• bazaltláva-folyások
  • az aa-láva (rögös láva) felszíne durva és rögös,
  • a pahoehoe-láva (kötélláva) felszíne sima, lebenyes;
• andezitláva-folyások – általában darabos, tömbös, ritkábban aa-láva jellegű folyások. A viszkózusabb andezitlávák inkább alkotnak lávadómokat, mint folyásokat;
• dácitláva-folyások – a dácitban még több a szilícium, ezért csak ritkán folyik, inkább dómként szilárdul meg;
• riolitláva-folyás – nagyon ritka jelenség, mivel a riolitláva annyira viszkózus, hogy lávadugóként többnyire már a kürtőben megdermed (mint a Mt. Peléé 1902-es kitörésekor).

A vulkáni kitörések osztályozása a kiszórt piroklasztok térfogata szerint

Bővebben: Vulkánkitörési index

A vulkánkitörések három tényező szerint osztályozhatók.

A magnitúdót a piroklasztok teljes mennyisége határozza meg.

A szétszóróképesség a kiszórt anyaggal elborított terület; ez főleg a kitörés mozgási energiájától függ.

Az erupciós ráta: a kiáramló magma mennyisége másodpercenként (m³/s-ban).

Ha a fenti tényezők mérőszámai nagyok – azaz a kitörés termékei erősen fragmentáltak, sok anyag nagy területen szóródik szét – akkor heves, robbanásos kitörésről beszélünk. Ez nem számszerűsíthető, csupán a „szelíd”, lávaöntő (effuzív), és a „heves”, robbanásos (explozív) működés közötti átmenet fokát, mértékét adhatjuk meg. Erre C. G. Newhall és S. Self 1982-ben egy összesítő index, a VEI (Volcanic Explosion Index) („vulkánkitörési index”) bevezetését javasolta, és ezt azóta széles körben elfogadták.^[1]

A VEI elsősorban a fenti tényezőkön alapul, de figyelembe vesz egyéb mennyiségi (kitörési időtartam stb.) és minőségi (leírás, légköri hatás stb.) jellemzőket is. A VEI skála 9 fokú. A történelmi idők legnagyobb kitörése, az indonéziai Tambora 1815-ös kitörése 7-es fokozatú – ennél nagyobb (8-as, 9-es) kitöréseket csak a földtörténetből ismerünk.

† a Smithsonian Intézet adatai alapján

A vulkáni kitörések osztályozása a felszínre jutó anyag összetétele szerintszerkesztés