drzemiące – ich działalność została zaobserwowana, jednak od dłuższego czasu jej nie okazywały,
wygasłe – ich działalność nie została zaobserwowana w czasach historycznych (np.stożki wulkaniczne w Niemczech i Polsce).
Powstanie wulkanu może być procesem dosyć szybkim (jak na procesy geologiczne). WulkanParicutin wMeksyku powstał w 1943 roku, przez kilka kolejnych lat był aktywny i zakończył aktywność w 1952 roku.
Szacuje się, że w ciągu ostatnich 10 tys. lat na kuli ziemskiej czynnych było 1500 wulkanów. W tym okresie miało miejsce około 7900erupcji. Obecnie liczbę czynnych wulkanów szacuje się na około 800. Ponad połowa z nich znajduje się na obszarze lądowym. Ponadto można spotkać kilka tysięcy nieczynnych wulkanów na lądzie oraz kilkadziesiąt tysięcy pod wodą.
Inny podział bierze pod uwagę miejsce, z którego wypływamagma. Wyróżnia się wówczas wulkany:
linijne – magma wypływa z podłoża nie w jednym miejscu, ale wzdłuż długiej szczeliny. Ten typ działalności wulkanicznej powszechny jest w strefach spreadingu na dnie oceanicznym[1].
Wulkany różnią się dominującym rodzajem materiału, jaki się z nich wydobywa:
lawowe (efuzywne) – wypływa tylkolawa, icherupcja ma łagodny przebieg. Dzielą się na:
tarczowe (hawajskie) – niskie i rozległe (lawa z nich wypływająca jestzasadowa,bazaltowa, o małej lepkości), osiągają szerokość nawet do 40 kilometrów;
maary – erupcja freatyczna, spowodowana ciśnieniem pary wodnej powstałej w wyniku kontaktu wód powierzchniowych z magmą;
wulkany błotne – z których wydobywa się na powierzchnię błotnista mieszaninawody,iłu,piasku itp. Proces ten związany jest z przejawami wygasającego jużwulkanizmu – wydobywaniem się gorącejwody lubpary wodnej lub z zupełnie innymi zjawiskami geologicznymi niż wulkanizm.
Efektem intensywnej działalności wulkanicznej jestkaldera – krater powstały podczas zbyt gwałtownej erupcji wulkanu lub po zapadnięciu się stropukomory wulkanicznej.
Tradycyjnie uważano, że wulkany na Ziemi grupują się na obszarach górotwórczości alpejskiej, chociaż wiedziano też, że występują także wulkany niezwiązane z nimi. Najwięcej czynnych wulkanów lądowych występuje w tzw.Ognistym Pierścieniu Pacyfiku, rozciągającym się wokół Oceanu Spokojnego. W tej strefie znajduje się ponad 90% czynnych wulkanów lądowych na Ziemi, z których najwyższy jestOjos del Salado w Chile. Działalność wulkaniczna grupuje się w trzech rodzajach obszarów: strefachspreadingu, strefachsubdukcji i tzw.plamach gorąca.
Najważniejsze wulkany w poszczególnych częściach świata:
Wulkany można znaleźć także na innych obiektachUkładu Słonecznego posiadających stałą powierzchnię oraz dostatecznie silne wewnętrzne źródła ciepła, obecnie lub w przeszłości. Wygasłe wulkany występują naMarsie (znajduje się tam m.in. największy znany wulkan,Olympus Mons) iWenus, a współcześnie aktywne są znane naIo, księżycuJowisza. Na ciałach niebieskich zbudowanych w dużym stopniu z lodu, czylilodowych księżycach planet oraz zapewne naplutoidach mogą występować wulkany lodowe, tzw.kriowulkany. Takie twory zaobserwowano naEnceladusie oraz przypuszczalnie naTytanie; oba ciała są księżycamiSaturna.
Ponadto wulkany występują ponadplamami gorąca, które mogą być położone z dala od granic płyt, np. naHawajach lubReunionie. WulkanizmIslandii związany jest zarówno z granicą płyt (Grzbiet Śródatlantycki), jak też z istnieniem plamy gorąca.
Unikalną w czasach historycznych okazją do obserwacji narodzin wulkanu było powstanie wulkanuParicutín wMeksyku oraz wysepkiSurtsey u brzegówIslandii.
Silne erupcje są w stanie wprowadzićparę wodną,dwutlenek węgla,dwutlenek siarki,chlorowodór,fluorowodór i popiół dostratosfery, na wysokość 16-32 km nad powierzchnią Ziemi[4][5]. Najistotniejszym skutkiem takiego zjawiska jest przedłużone (do kilku lat) utrzymywanie się w stratosferzeaerozolu siarczanowego, czyli kropelekkwasu siarkowego (H2SO4) powstających w wyniku łączenia sięwody idwutlenku siarki[6]. Obecność aerozolu podwyższaalbedo planetarne, czyli zwiększa ilośćpromieniowania słonecznego rozpraszanego w przestrzeń kosmiczną i niedopuszczanego do powierzchni Ziemi. Skutkuje to obniżeniem średniej temperatury powierzchni Ziemi do czasu, gdy aerozol pod wpływem grawitacji wypadnie z atmosfery[5][7]. Badaniardzeni lodowych, zapisów historycznych isłojów drzew wskazują, że wszystkie najchłodniejsze sezony letnie w ostatnich 2,5 tysiącach lat były skutkiem dużych erupcji wulkanicznych[8].
Ilośćdwutlenku węgla emitowanego podczas erupcji wulkanu jest niewielka w porównaniu z ilością tego gazu, jaka znajduje się w atmosferze[9]. Obecnie (odlat 90. XX wieku) średnioroczne emisjeCO2 ze wszystkich wulkanów świata łącznie są ponad 100 razy mniejsze od emisji tego gazu związanych z działalnością człowieka, w związku z czym nie stanowią istotnego czynnika w kontekście obserwowanego współcześnieglobalnego ocieplenia klimatu[10].
Podczas erupcji wulkanicznej, w związku z dużymi emisjamipary wodnej i pyłów mogących stanowićjądra kondensacji, unoszonych do góry przez silny prąd wznoszący, może dochodzić do powstawania specyficznych chmurCumulus flammagenitus.
Emisjegazów wulkanicznych to naturalny czynnik powodujący występowaniekwaśnych deszczów[11]. Powstają one w wyniku rozpuszczania się w wodzie tworzącej krople chmurowe a następnie deszczowechlorowodoru,dwutlenku siarki (w połączeniu z wodą tworzącegokwas siarkowy H2SO4) oraz związków selenu (w połączeniu z wodą tworzącekwas selenowy (IV) ikwas selenowy (VI)). Skład kwaśnego deszczu związanego z aktywnością wulkaniczną na ogół wyraźnie odbiega od tego wynikającego z działalności człowieka – zawiera więcejchlorowodoru i to właśnie ten związek w dużej mierze odpowiada za wartośćpH wody[12].
Oddziaływaniegazów wulkanicznych może powodować dużą zmienność w zakwaszeniu deszczu (pH od 2 do 7) w czasie (w ciągu tygodni – miesięcy) jak i przestrzeni (w obrębie kilku kilometrów)[13]. Problem ten obserwuje się między innymi w sąsiedztwieEtny[13] oraz wulkanu Masaya wNikaragui[12].
W efekcie dużych erupcji wulkanicznych dostratosfery (w której znajduje sięwarstwa ozonowa) dostają się duże ilościpary wodnej orazdwutlenku siarki, tworzące razem kroplekwasu siarkowego (H2SO4), czyli aerozol siarczanowy. Kropelki te dostarczają powierzchni, na których wcześniej nieaktywne związkifluorowców mogą wchodzić w reakcje. Efekt nie jest jednorodny: w środkowej stratosferze prowadzi do spowolnienia niszczenia ozonu a w dolnej – do jego przyśpieszenia. To, które zjawisko przeważa, zależy od wielu czynników, takich jak temperatura, ilość aerozolu siarczanowego a przede wszystkim – dostępności fluorowców[14]. Aktualnie w związku z obecnością w atmosferze dużych ilościfreonów, czyli produkowanych przez człowiekachloro- ifluoropochodnychwęglowodorówalifatycznych duże erupcje wulkaniczne (takie jak erupcjaPinatubo w 1991 r.) przyczyniają się do niszczenia warstwy ozonowej[15]. Naukowcy spodziewają się, że gdy koncentracje freonów spadną (czego oczekujemy w związku z obowiązywaniemProtokołu montrealskiego), analogiczne erupcje skutkować będą wzrostem ilości ozonu w stratosferze[14].
↑M.M.SiglM.M.,M.M.WinstrupM.M.,J.R.J.R.McConnellJ.R.J.R.,K.C.K.C.WeltenK.C.K.C.,G.G.PlunkettG.G.,Timing and climate forcing of volcanic eruptions for the past 2,500 years, „Nature”, 523 (7562),2015, s. 543–549,DOI: 10.1038/nature14565,ISSN0028-0836 [dostęp 2018-09-21](ang.).
↑abJ. EricJ.E.KlobasJ. EricJ.E.,David M.D.M.WilmouthDavid M.D.M.,Debra K.D.K.WeisensteinDebra K.D.K.,James G.J.G.AndersonJames G.J.G.,Ross J.R.J.SalawitchRoss J.R.J.,Ozone depletion following future volcanic eruptions, „Geophysical Research Letters”, 44 (14),2017, s. 7490–7499,DOI: 10.1002/2017gl073972,ISSN0094-8276 [dostęp 2018-09-21](ang.).
↑S.S.SolomonS.S.,R.W.R.W.PortmannR.W.R.W.,R.R.R.R.GarciaR.R.R.R.,L.W.L.W.ThomasonL.W.L.W.,L.R.L.R.PooleL.R.L.R.,The role of aerosol variations in anthropogenic ozone depletion at northern midlatitudes, „Journal of Geophysical Research: Atmospheres”, 101 (D3),1996, s. 6713–6727,DOI: 10.1029/95jd03353,ISSN0148-0227 [dostęp 2018-09-21](ang.).
