GENEZA SI EVOLUTIA RELIEFULUI VULCANIC

Procesele vulcanice si magmatice includ totalitatea fenomenelor prin care se produce un aport de material in stare topita din interiorul Pamantului. La baza acestor fenomene stau procesele ce au loc la nivelul geosferelor interne ale Pamantului.

Se considera ca procesele vulcanice se produc, datorita miscarii curentilor de convectie din mantaua superioara (astenosfera) si miscarilor induse de acestia asupra crustei terestre, prin care are  loc un transfer de energie calorica si de substanta din adancime spre suprafata.

Materialul topit provenit din interiorul Pamantului poarta denumirea generica de magma (de la grecescul magma = aluat). Din punct de vedere fizico-chimic este o topitura constituita dintr-un amestec de silicati, oxizi, sulfuri, substante gazoase si sub-stante solide (germeni de nucleere a cristalelor). Formarea magmelor are loc in conditii de temperatura si pre-siune ridicata la diferite adancimi.

1.2.PROCESELE MAGMATICE

Accesul magmelor catre suprafata are loc pe zonele de minima rezistenta ale scoartei terestre (zonele de rift oceanic, de subductie ale placilor li-tosferice, marile fracturi tectonice, etc.).

De altfel, magma este o notiune ipotetica, aceasta nefiind sub incidenta observatiei directe, insa prin consolidarea ei rezulta rocile magmatice intruzive, filoniene si efuzive. Rocile magmatice intruzive sunt formate in conditii de adancime mare, unde procesul de racire a magmei este lent si permite cristalizarea completa a acesteia. Astfel, acest tip de roci sunt larg cristalizate (holocristaline).Prin urmare, acest proces are loc la adancimi mari, unde nu este posibila observatia directa. Rocile filoniene sunt formate la adancimi medii prin intruziunea magmelor in golurile si fisurile scoartei terestre, magme modificate chimic si cu temperaturi mai scazute. Si in acest caz rocile rezultate au un grad de cristalinitate ridicat. Rocile efuzive provin din consolidarea magmelor la adan-cimi relativ mici, iar racirea se produce mai rapid. De aceea, acestea sunt constituite dintr-un amestec de materie amorfa in care plutesc cristale (fanerocristale).

Prin procesele de eroziune si tectonice, sunt aduse in prezent sub incidenta observatiei directe numai produsele consolidarii magmelor, adica rocile magmatice. Magmele nu trebuie confundate cu lavele, care sunt topituri ce ajung la suprafata crustei terestre si care sufera o racire brusca, generand rocile vulcanice, cu structuri amorfe sau hemi-cristaline (fenocristale plutind intr-o masa vitroasa, felsica, criptocristalina). De altfel, lavele reprezinta manifestarea in conditii de suprafata a magmelor din interiorul scoartei terestre.

Compozitia chimica si proprietatile fizice ale magmelor. Diferentierea chimica a magmelor si lavelor se face dupa continutul in dioxid de siliciu (cuart echivalent). Functie de continutul in cuart, se deosebesc: magme silicalitice si magme nesilicalitice (M. Seclaman si al, 1999).

Magmele nesilicalitice, au un continut de pana la 30% dioxid de siliciu, acestea fiind de mai multe tipuri:

magme carbonatice, in care continutul de dioxid de carbon (CO₂) depaseste pe cel in dioxid de siliciu (SiO₂), stabile la presiuni foarte mari; contine cationi de Ca²⁺,Mg²⁺,Na⁺,K⁺;

magme sulfurice, formate in cea mai mare parte din topituri de sul-furi metalice;

magme oxidice, formate din oxizi de tipul: FeO, Fe₂O₃, CaO, MgO, TiO₂, Cr₂O₃, SiO₂;

Magmele nesilicalitice sunt putin cunoscute, data fiind raritatea aparitiei lor.

Magmele silicalitice sunt acele topituri care contin peste 30% dioxid de siliciu. Functie de proportia de dioxid de siliciu din compozitia magmelor, se deosebesc:

magme bazice (bazaltice), cu continut redus de dioxid de siliciu (SiO₂< 52%), provenite in general din zonele profunde ale mantalei;

magme intermediare (andezitice), in care proportia de dioxid de siliciu se situeaza in intervalul 52 - 63%, provenite de la adancimi mai mici (130 km pentru vulcanismul neogen din Carpati, 200 - 350 km pentru vulcanismul din Japonia); sunt specifice, in general, marginilor continentale;

magme acide (riolitice), cu continut ridicat de dioxid de siliciu (SiO₂>63%), provenite de la adancimi mai reduse, intracrustale, fiind specifice marginilor si interiorului zonelor continentale.

Aceeasi clasificare chimica este aplicabila si lavelor, numai ca, adesea, au o compozitiei chimica diferita de a magmei din cuptorul magmatic, datorita conditiilor termodinamice din adancime si contaminarii cu alte substante in timpul ascensiunii catre suprafata.

In compozitia magmelor silicalitice se adauga componenti nevolatili si volatili.

Componentii nevolatili, sunt dati de majoritatea silicatilor anhidrii, cum ar fi piroxenii, olivinele, feldspatii (magme uscate).

Componentii volatili, sunt substante, care in conditii de temperatura si presiune normale, sunt de tipul: H₂O, CO₂, H₂S, SO₂, HCl, H₂, N₂, S, etc.(magme umede).

Functie de natura chimica si continutul in substante volatile, magmele si lavele se comporta diferit din punct de vedere fizic. Principalii parametrii fizici ai magmelor sunt : vascozitatea, temperatura si presiunea.

Vascozitatea este controlata de continutul in dioxid de siliciu (SiO₂), continutul in substante volatile, de temperatura si presiune. Astfel, in conditii de temperatura si presiune constante, magmele si lavele bazice au o vascozitate redusa, ceea ce determina un vulcanism mai linistit, curgerea lavelor extinzandu-se pe suprafete mari. In aceleasi conditii, magmele si lavele acide au o vascozitate ridicata, ceea ce determina un vulcanism, adesea, exploziv si formarea unor conuri vulcanice cu panta accentuata, in care produsele vulcanice (bombe, lapilii) alterneaza cu curgerile de lava. Aceasta crestere a vascozitatii cu continutul in dioxid de siliciu, are loc in conditiile in care magmele si lavele au aceeasi concentratie de substante volatile.

La o crestere a continutului in substante volatile, mai ales in apa, magmele sau lavele devin mai fluide (vascozitate redusa). Aceeasi fluidizare se produce si in cazul scaderii presiunii.

Vascozitatea magmelor creste cu scaderea temperaturii. Astfel, la o temperatura de 1 400⁰ vascozitate are valori de cca. 10² poise, iar la o temperatura de 1 200⁰, aceasta creste la cca.3 10⁴ poise (D. Giusca, 1974).

Temperatura, este unul din parametri fizici care se poate masura direct pe lavele din vulcanii activi. Aceasta variaza in functie de compozitia chimica si continutul in substante volatile. Cele mai mari temperaturi masurate pe lavele actuale nu depasesc 1 200⁰.

Pentru magmele acide, sarace in substante volatile, temperatura variaza in intervalul 1 000⁰ - 1 200⁰.Lavele bazice au temperaturi  cu cca. 200⁰ mai mari.

De altfel, temperaturile de mai sus reprezinta trepte de echilibru intre faza lichida si substantele cristaline, in stare solida.

In cazul unor magme cu substante volatile, temperatura de echilibru scade cu presiunea pana la cca.650⁰, care reprezinta pragul minim de temperatura al magmelor silicalitice.

In conditii de adancime, datorita cresterii presiunii, temperatura de echilibru trebuie sa fie mai mare, apreciindu-se ca aceasta nu depaseste 1 800⁰.

Presiunea magmelor, este de natura hidrostatica, iar atunci cand exista si substante volatile, se adauga si energia de compresiune a acestora. Aceasta determina ascensiunea magmelor din interiorul scoartei terestre sau din domeniul subcrustal. In cazul in care, presiunea fazei gazoase depaseste presiunea hidrostatica, are loc explozia cuptorului magmatic.

Cauzele proceselor magmatice

Deoarece magma nu poate fi observata direct, atunci se analizeaza produsele consolidarii ei (rocile magmatice), aduse intr-un fel sau altul la suprafata scoartei terestre. Din studiul rocilor s-au emis mai multe ipoteze, ce poarta amprenta a mai multor cercetatori. Toate aceste ipoteze converg catre urmatoarele cauze ale formarii si migrarii magmelor spre suprafata crustei terestre:

caldura interna a Pamantului;

fenomenele si procesele tectonice;

acumularea si dezintegrarea mineralelor radioactive.

In explicare acestor cauze trebuie adaugate rezultatele obtinute prin studiul fundului si marginilor bazinelor marine si oceanice, precum si rezultatele cercetarii indirecte a structurii interne a globului.

Observatii asupra dorsalelor medio-oceanice remarca ca procesele de vulcanism sunt punctuale. De altfel, T.J. Wilson (1963, si apoi W.J. Morgan (1972), pun in evidenta astfel de puncte cu flux termic ridicat (hot spot), acolo unde magma se ridica de la nivele adanci. Acestia au pus in evidenta 21 de puncte fierbinti si, se pare, ca in trecutul geologic au fost mult mai numeroase (50 - 150). Viiturile de magma cu volum impresionant, de genul Podisului Dekkan sau celui columbian, trebuie puse in legatura cu aceste hot spot-uri, punctul de plecare al magmei fiind probabil la limita nucleu - mantaua inferioara. Schimbarea starii fizice a materiei, la acest nivel, prin reducerea de presiune determina, probabil, o scadere a densitatii si vascozitatii acesteia (acele prelungiri apofizare ale nucleului extern in mantaua inferioara). Crearea unui volum de materie cu densitate mai redusa determina aparitia unei forte ascensionale printr-un mediu mai dens, asemanator picaturii de ulei, ce pleaca spre suprafata de pe fundul unui vas plin cu apa. Prin urmare, unele fenomene magmatice si vulcanice trebuie puse in legatura cu caldura interna a Pamantului si cu procesele care au loc la limita nucleu-manta.

Procesele magmatice sunt in legatura directa si cu procesele tectonice, aceasta legatura fiind evidenta datorita prezentei rocilor magmatice in structurile muntoase. In evolutia unui geosinclinal (locul de geneza a unei structuri muntoase) au loc mai multe faze de magmatism. Din punct de vedere geotectonic, in evolutia unui geosinclinal se disting doua faze: o faza de expansiune si o faza de compresiune.

T.J. Wilson (1963) stabileste pentru fiecare din faze mai multe stadii de evolutie a unui geosinclinal denumite "ciclurile lui Wilson", asupra carora se va reveni intr-un capitol urmator. Acelasi autor remarca ca initierea deschiderii unui geosinclinal are locin momentul cand o placa continentala trece pe deasupra unui punct fierbinte, ce determina fisurarea ei si formarea unui rift continental de tipul Rift Valley din estul Africii. Stadiu de fisurare a unei placi continentale este insotit de un magmatism bazic si ultrabazic provenit din zonele profunde ale mantalei, aportul de magma facandu-se pe ramura ascendenta a celulelor de convectie din astenosfera.

In evolutia unui geosinclinal la un sistem muntos H. Stille (1953) remarca trei faze de magmatism, si anume:

magmatismul initialitic, cu vulcanism bazic si ultrabazic (ofiolite sau initialite), ce se desfasoara in zona interna a geosinclinalului, ca urmare a deschiderii lui;

magmatismul sinorogenic (sincinematic), legat de paroxismul de compresiune, cu chimism acid intruziv sau plutonic (cu doua subfaze: la inceputul si la sfarsitul paroxismului);

magmatismul postparoxismal sau tardeorogenic, care se deruleaza in trei etape: un vulcanism subsecvent de chimism intermediar. magmatism acid intruziv (granitic) si un vulcanism bazic final (bazaltic).

Aceasta schema de evolutie a magmatismului in raport cu miscarile tectonice a fost elaborata pe baza studiilor si cercetarilor asupra catenelor muntose stravechi. Incercarea de a corela fazele de magmatism ale unui geosinclinal cu magmatismul actual intampina dificultati, uneori majore.

In orice caz, in mai toate schemele elaborate se admite ca magmatismul initialitic poate fi corelat cu cel de dorsala medio-oceanica, sau de rift continental, cum este Rift Valley din estul Africii. Cum se va observa in capitolele urmatoare, aceste tip de magmatism si, implicit, vulcanism sunt legate de zonele de expansiune sau distensiune a scoartei terestre. Pentru celelalte faze de magmatism au fost facute corelatii mai mult sau mai putin admisibile intre marginile continentale si structurile geosinclinale, acolo unde are loc convergenta dintre scoarta oceanica si cea continentala (procese de subductie). Incercari de corelare a geosinclinalelor cu bazinele marine si oceanice actuale au fost numeroase (Mitchell si H.G. Reading, 1969; J.F. Dewey si J.M. Bird, 1970; Dickinson, 1971; dupa C. Dinu, 1985), fara a se ajunge la un model de identitate. De aceea, trebuie remarcata concluzia lui Trümpy (1984), si anume: "Geosinclinalele pot reprezenta oceane, bazine paraoceanice, bazine asociate arcurilor vulcanice sau nevulcanice, margini continentale, bazine intracontinentale sau ansambluri geotectonice, care nu le cunoastem echivalentul actual. Termenul de geosinclinal nu are o semnificatie genetica, el este pur descriptiv" (din C. Dinu, 1985).

In elaborarea oricarui model de corelare a magmatismului si vulcanismului de geosinclinal cu magmatismul actual trebuie tinut seama, ca ciclul alpin, inca, nu s-a incheiat. Miscarea actuala a placilor tectonice este declansata in urma cu 180 milioane ani, ridicand structurile muntoase alpine, iar ciclul orogenic inca nu este incheiat. Din studiile asupra structurilor mai vechi a rezultat ca un ciclu orogenic este apreciat ca dureaza 220 - 225 milioane de ani.

In prezent, cea mai activa zona de vulcanism este cel de margine continentala, din zona Pacificului, unde predomina cel de tip intermediar (andezitic). Acesta devine din ceea in ce mai acid cu cat se apropie de marginea continentala, iar adancimea cuptorului magmatic creste in acelasi sens, de la 80 km la 200 - 300 km (L. Pavelescu,1980). Acest tip de magmatism poate fi corelat cu magmatismul tardeorogenic din modelul geosinclinalului, care pentru structurile alpine a debutat in urma cca. 20 milioane de ani.

In prezent, pe marginile Pacificului se manifesta un magmatism si vulcanism predominant andezitic, deci de tip intermediar, la care se adauga, in anumite puncte, magmatism acid. Dupa A. Rittmann (1967) in "centura de foc a Pacificului" predomina un vulcanism de tip exploziv.

Cea de-a treia cauza a magmatism-vulcanismului este data de acumularea elementelor radioactive la limita suprafetei de discontinuitate seismica Conrad, de la baza paturii granitice. Aceasta ipoteza este emisa pentru a explica aceste fenomene din interiorul zonelor continentale. Prin acumularea mineralelor radioactive are loc o crestere a fluxului termic pana la o valoare suficient de mare, ca sa determine retopirea scoartei terestre. Prin retopirea scoartei are loc o crestere de volum, ce genereaza presiuni enorme asupra crustei terestre si face ca aceasta sa cedeze ruptural. Astfel, se face legatura dintre cuptorul magmatic si suprafata scoartei terestre, determinand aparitia unui fenomen de vulcanism in interiorul continentelor, de tipul platformelor stabile, neafectate de procese de cutare.

Consolidarea si cristalizarea magmelor

Consolidarea magmelor se produce prin cedarea de caldura mediului inconjurator, acestea trecand din stare lichida in stare solida. Functie de viteza de racire a magmelor, spatiu este ocupat de o masa solida complet cristalizata, atunci cand temperatura scade foarte lent, iar atunci cand cedarea de caldura este rapida, se formeaza o masa amorfa (sticla vulcani-ca). Fenomenul de racire brusca a magmelor poarta denumire de vitrificare. In situatia in care racirea se deruleaza intr-un ritm mediu, atunci se formeaza o masa solida mixta, constituita din corpuri cristalizate (fanerocristale) dispuse intr-o masa fundamentala vitroasa, cel mult criptocistalina. Prin procesele de consolidare a magmelor rezulta rocile magmatice.

Intrucat consolidarea si cristalizarea magmelor are loc in interiorul scoartei terestre, aceste procese nu sunt supuse observatiei directe. De aceea, bazele teoretice ale consolidarii magmelor au fost elaborate pe baza cercetarilor structurii corpurilor de roci magmatice ajunse la suprafata scoartei terestre prin fenomene si procese tectonice sau dezvelite de procesele erozionale. In paralel, s-au facut experimente si studii de laborator, privind comportamentul unor topituri cu unul, doi sau mai multi componenti. Din aceste studii si cercetari rezulta mai multe modele de consolidare a magmelor. In acelasi timp, trebuie avute in vedere procesele actuale de vulcanism, care pot da informatii de comportament al magmelor in profunzime.

In elaborarea modelelor de consolidare a magmelor trebuie tinut seama de factorii care controleaza acest proces, si anume: spatiul, conditiile termodinamice si compozitia chimica.

Distributia spatiala a consolidarii magmelor poate avea urmatoarele localizari:

magme care se consolideaza pe traseul dintre locul de formare si sub suprafata terestra;

magme care se consolideaza in interiorul scoartei terestre;

magme, de regula schimbate chimic si fizic care consolideaza in imediata apropiere sau la distante, uneori, apreciabile de zona principala a bazinului magmatic.

Primele doua categorii sunt proprii unui bazin magmatic, fiind denumite procese de diferentiere endomagmatice (D. Giusca, 1974) sau procese de diferentiere intramagmatica (L. Pavelescu, 1980). In cea de a treia localizare spatiala, prin care are loc o migrarea a magmelor fata de locul de formare, procesul de cristalizare si consolidare a fost denumit exomagmatic. Cristalizarea si consolidare magmelor in apropierea bazinului sau cuptorului magmatic au fost denumite procese perimagmatice, iar cand acestea au loc la distante mari procesele sunt telemagmatice sau apomagmatice (L. Pavelescu, 1980).

Conditiile termodinamice determina evolutia consolidarii magmelor la diferite adancimi, acestea fiind in corelatie directa cu mediul geologic inconjurator si cu compozitia chimica.

Compozitia chimica a magmelor este de doua tipuri: magma bazica (bazaltica) si magma acida (granitica).

Intr-un anumit stadiu de racire a magmelor are loc eliberarea substantelor volatile, producandu-se un dezechilibru fizic, prin care are loc fenomenul de fierbere. Astfel, este eliberata faza gazoasa, formata in acea mai mare parte din apa, cu rol major in mineralogeneza rocilor inconjuratoare bazinului magmatic. Pe cale experimentala s-a determinat ca la presiuni mai mari 300 kg/cm² vaporii de apa dizolva cantitati importante de substante silicatate.

Consolidarea si cristalizarea magmelor sunt in relatie directa cu cedarea de caldura (scaderea temperaturii), acestea desfasurandu-se in mai multe faze: faza lichid-magmatica, faza pegmatit-pneumatolitica si faza hidrotermala. In acela si timp, pe parcursul racirii, magmele isi schimba permanent com-pozitia chimica.

Faza lichid-magmatica, debuteaza cu cristalizarea mineralelor greu fuzibile la temperaturi de cca.1 100⁰ si se incheie in jurul valorii de 650⁰, dupa cristalizarea majoritatii mineralelor din categoria silicatilor.

Pentru a se explica diversitatea corpurilor de roci magmatice, cristalizarea si consolidarea magmelor se considera ca au loc prin mai multe procese de diferentiere: cristalizarea fractionata, imiscibilitatea solutiilor (licuatie) si asimilarea.

Cristalizarea fractionata. Acest model a fost elaborat in urma cercetarii asupra corpurilor magmatice ajunse sub incidenta observatiei directe. Unul din elementele de observatie este zonalitatea unor corpuri magmatice:

zonalitate paralela, formata dintr-o succesiune de strate cu culori din ce in ce mai deschise spre partea superioara;

zonalitate concentrica, cu roci de culoare inchisa, spre marginea bazinului magmatic, si mai deschise spre centrul acestuia.

In frecvente din cazuri, insa, structura corpurilor magmatice este mult mai complicata si mai greu de explicat.

Rocile magmatice de tip bazic (bazaltic) sunt formate din minerale de culoare inchisa (melanocrate), iar cele de tip acid (granitic) sunt formate din minerale de culoare deschisa (leucocrate).

Cristalizarea fractionata unei topituri inseamna formarea treptata a unor specii minerale pe masura atingerii temperaturii lor de solidificare. Cristalizarea debuteaza cu specia minerala a carei temperatura de solidificare este cea mai ridicata. Temperatura ramane constanta in timpul cristalizarii unei specii minerale, atata timp cat este realizata concentratia necesara in substante componente. Prin urmare, cedarea de caldura a unui bazin magmatic are loc in trepte de temperatura, de unde si denumirea de cristalizare fractionata (fig.2). In acelasi timp, pe masura formarii unor minerale, compozitia chimica a magmei se schimba continuu.

Pe de alta parte, pe masura ce o specie minerala cristalizeaza, are loc o crestere masica a indivizilor cristalini, ceea ce determina acumularea gravitationala a acestora la partea inferioara a bazinului magmatic. De aceea, acest proces este denumit cristalizare fractionata si acumulare gravitationala. Astfel, se produce o zonalitate pe verticala a corpurilor magmatice, cu componenti de temperatura inalta, la parte inferioara (in general, minerale de culoare inchisa - melanocrate), si cu componenti de temperatura mai joasa, la partea superioara (minerale de culoare deschisa - leucocrate).

Contactul bazinului magmatic cu rocile inconjuratoare determina o scaderea a temperaturii de cristalizarea de la margini spre centru. Astfel, apare o zonalitate relativ concentrica, la marginea bazinului magmatic depunandu-se componentii minerali de temperatura inalta, iar spre centru componentii minerali de temperatura mai joasa.

In conditii de presiune relativ constante, apar fenomene si procese de convectie a magmei, ceea ce explica structura complicata a unor corpuri magmatice.

Datorita diferentei de temperatura intre diferite zone ale bazinului magmatic, apar curenti de convectie termica (materia mai rece are miscari descendente, iar cea mai calda miscari ascendente), ceea ce determina un transport de substanta si complica procesul de cristalizare.

Procesele convective sunt date si de variatia concentratiei magmei. Astfel, prin formare germenilor cristalini, in imediata apropiere a acestora are loc o scadere a concentratiei, luand nastere un curent de difuzie, care tinde sa echilibreze deficitul de substanta necesara speciei minerale respective.

In faza lichid - magmatica, un prim grup de minerale cristalizeaza la temperaturi de 1 100 - 900⁰, acestea fiind din categoria oxizilor (magnetit, titanomagnetit, ilmenit, rutil, cromit etc.), sulfurilor (pirotina nichelifera, pi-rita, calcopirita) si elementelor native (platina, fier). In cazul unei raciri lente se formeaza cristale suficient de mari, ca sa se depuna la partea inferioara a bazinului magmatic prin acumulare gravitationala. Daca racirea magmei este mai rapida, acestea raman la dimensiuni mici (microcristale), care floteaza in masa lichida. Astfel, acestea raman diseminate in masa rocii formand grupa mineralelor accesorii.

In urmatorul interval de temperatura (900 - 650⁰) cristalizeaza majoritatea silicatilor. La baza cristalizarii acestora sta structura tetraedrica SiO₄^-4 (sili-cat), radical al acidului silicilic, substanta necunoscuta in conditii normale de temperatura si presiune. Valentele libere sunt ocupate de cationii Ca²⁺, Mg²⁺, Fe²⁺,Mn²⁺, formand amestecuri izomorfe din grupa mineralelor olivinice.

In etapa urmatoare, datorita deficitului de oxigen, structurile tetraedrice se unesc in lanturi infinite simple, rezultand radicalul SiO₃^2-, a caror valente libere sunt ocupate la inceput de cationii Ca²⁺, Mg²⁺, Fe²⁺, iar cu scaderea temperaturii, de cei de Na⁺, Al³⁺,Li²⁺, formand grupa piroxenilor. La temperaturi mai inalte cristalizeaza piroxenii rombici, ce cuprind minerale din seria hipersten-enstatit, iar la temperaturi mai joase piroxenii monoclinici (seria diposid-augit-hedenbergit).

In acelasi timp cu cristalizarea olivinelor si piroxenilor rombici, in structura tetraedrica SiO₄^4-, unul sau doi atomi de Si sunt inlocuiti cu Al³⁺ (AlSi3O₈^-, Al₂Si₂O₈^2-), formand retele tridimensionale. Valentele libere sunt ocupate de cationii Ca²⁺, Na⁺, care formeaza amestecuri izomorfe, rezultand grupa feldspatilor plagioclazi (calco-sodici). La temperaturi mai ridicate si contemporane cu olivinele si piroxenii (parageneza) se formeaza feldspatii plagioclazi mai calcici (anortit, bitownit, labrador).

Aceasta succesiune a cristalizarii este caracteristica magmelor de tip bazic si ultrabazic. Prin consolidarea acestui tip de magma rezulta grupa rocilor magmatice bazice si ultrabazice.

In cazul cresterii concentratiei de Na⁺, Si⁴⁺ si aparitia substantelor volatile, de tipul Fl^- si radicalilor hidroxilici (OH^-), in urma scaderii presiunii si temperaturii, structurile tetraedrice (in care atomii de siliciu, pe langa aluminiu, pot fi inlocuiti de vanadiu si fosfor) se unesc in lanturi infinite duble, formand grupa amfibolilor. Amfibolii rombici (antofilitului) sunt de temperatura mai inalta fata de amfibolii monoclinici (actinot, cummingtonit, tremolit, hornblenda). In parageneza cu acestia se formeaza si feldspatii plagioclazi cu o proportie mai ridicata de Na⁺, de chimism intermediar (andezin).

Cristalizarea piroxenilor monoclinici, amfibolilor si a feldspatilor plagioclazi mai sodici este caracteristica magmelor de tip intermediar, cu continut mai ridicat in dioxid de siliciu echivalent. Consolidarea acestui tip de magme determina formarea rocilor magmatice intermediare.

In aceasta etapa, magma are o compozitie diferita, devenind mai acida, prin cresterea concentratiei de Si⁴⁺, Na⁺, K⁺, si scaderea proportiei de Ca²⁺, Mg²⁺ (magma granitica). In acest stadiu cristalizeaza mineralele leucocrate (micele, feldspatii plagioclazici mai sodici, feldspatii ortoclazi, cuartul), fiind ultima etapa a fazei lichid magmatice.

In acest stadiu de temperatura si presiune continua eliberarea substantelor volatile, iar tetraedrii de SiO₄^-4 formeaza retele cristaline planare (grupa micelor) sau spatiale (grupa feldspatilor). In structura tetraedrului un atom de siliciu este inlocuit cu unul de Al³⁺,valentele libere fiind ocupate de K⁺,Na⁺,Li²⁺, Mg²⁺ ,Fe²⁺,   si de grupul F, OH. Din grupa micelor, mai intai, cristalizeaza biotitul si apoi muscovitul. In acelasi timp, cristalizeaza feldspatii calco-sodici (oligoglaz albit) si feldspatii potasici (sanidina-ortoza), precum si cuartul, in general, de temperatura inalta. Prin consolidarea magmelor granitice se formeaza rocile magmatice acide.

Atingerea pragului de temperatura de 650⁰ determina eliberarea unei mari cantitati de substante volatile care dezvolta presiuni enorme, atat asupra bazinului magmatic care este consolidat in cea mai mare parte, cat si asupra rocilor inconjuratoare. Magma schimbata chimic si mai fluida migreaza pe zonele fisurate, fie in bazinul magmatic, fie in rocile inconjuratoare. In acest fel se trece la urmatoare etapa de consolidare a magmelor.

Teoria consolidarii magmelor prin cristalizare fractionata si acumulare gravitationala a fost emisa de Bowen (1926), care sustinea ca toate rocile magmatice deriva din magme bazice. In acest fel se explica zonalitatea unor corpuri magmatice expusa mai sus. In sprijinul acestei teorii a fost adusa exemplul zonei Sudbury (Canada), care la partea superioara are roci acide, iar la parte a inferioara roci bazice. Insa nu toate corpurile magmatice prezinta aceasta structura, existand corpuri fie numai din roci bazice si ultrabazice, fie numai din roci acide sau intermediare. Aceasta inseamna ca unele categorii de roci provin numai din magme bazice, iar altele numai din magme acide sau intermediare. Prin urmare, originea magmelor bazice trebuie cautata la nivelul astenosferei si paturii bazaltice, iar cea a magmelor acide, la nivelul paturii granitice. Cele cu chimism intermediar se formeaza fie la contactul paturii bazaltice cu patura granitica, fie prin asimilarea unor volume din rocile inconjuratoare, care le schimba chimismul initial.

Licuatia sau imiscibilitatea solutiilor explica unele structuri ale corpurilor de roci magmatice care sunt insotite de o faza metalogenetica de temperatura inalta.

Procesul de consolidare prin licuatie are la baza observatia ca la o anumita temperatura magmele se separa in doua faze omogene, cu compozitie fizico-chimica diferita sau are loc un dezamestec al solutiilor. Una din faze este sub forma de emulsie (picaturi foarte mici dispersate in intreg volumul topiturii), care treptat, prin forte de atractie peliculara, se organizeaza in picaturi mai mari. Cresterea de volum si, in acelasi timp de greutate, determina acumularea lor gravitationala la partea inferioara a bazinului magmatic.

Dezamestecul solutiilor se poate produce si prin procese convective date de diferentele de temperatura si de concentratie. Astfel, separarea uneia din faze se produce la marginile bazinului, unde temperaturile sunt mai scazute.

Procesul de licuatie are loc numai in conditii de scaderea foarte lenta a temperaturii. La o racire mai accelerata picaturile uneia din faze raman diseminate in masa celeilalte.

Licuatia are loc in magme de temperatura inalta. La o anumita valoare a temperaturii se initiaza dezamestecul sau imiscibilitatea topiturii formata din oxizi si hidroxizi si a topiturii formata numai din silicati. Diferenta de densitate a celor doua topituri, determina segregarea gravitationala, cu acumularea oxizilor si sulfurilor la partea inferioara a bazinului magmatic si migrarea catre suprafata a silicatilor. Licuatia poate avea loc si intr-un bazin magmatic partial consolidat, cand aceasta evolueaza pe sistemul de fisuri, topiturile de dezamestec migrand spre partea superioara in zonele de presiune mai coborata. In drumul ascendent al topiturilor, acestea isi modifica continuu compozitia datorita contaminarii cu substante din mediul imediat apropiat.

Daca procesul de licuatie este incomplet, datorita unei raciri mai rapide, produsele unei dintre topiturile de dezamestec raman diseminate in produsele (rocile) celeilalte.

Asimilarea este un proces care modeleaza modificarea compozitiei chimice initiale a unei magme prin interactiunea cu rocile inconjuratoare. Datorita presiunilor si temperaturilor inalte, rocile din peretii bazinului magmatic sau fragmente desprinse din acestia sunt retopite si asimilate. Procesul mai este denumit si anatexie.

Prin procesul de asimilare iau nastere, uneori, minerale nespecifice rocilor magmatice. Astfel, prin asimilarea unor roci grezoase de catre magma bazica, are loc o imbogatire cu silice, formandu-se minerale din categoria piroxenilor si feldspatilor mai acizi (si nu olivine si feldspati bazici sau feldspatoizi). Asimilarea unor roci argiloase, determina o imbogatire in Al³⁺ si formarea unor minerale, de tipul distenului, andaluzitului, sillimanitului etc. (minerale silico-aluminoase), la care se adauga cuart si feldspati bazici (anortit, bitownit). In cazul asimilarii unor roci carbonatice magmele devin mai alcaline prin prezenta Ca²⁺ si Mg²⁺, formandu-se minerale din categoria feldspatoizilor (nefelin) si piroxenilor (diopsid).

Procesele de consolidare a magmelor se deruleaza in conditii foarte variate, de unde si complexitate corpurilor de roci magmatice.

Faza pegmatit-pneumatolitica se desfasoara in intervalul de temperatura 650⁰ - 374⁰. Valoarea de 374⁰ reprezinta temperatura critica a apei. La aceasta temperatura si la o presiune de peste 200 atm, apa nu poate exista nici in stare lichida si nici gazoasa. La presiuni de 300 atm. componentii chimici ai apei dizolva usor silicatii, ajungandu-se la o faza fluida cu struc-tura complexa.

Din magma care a trecut prin faza lichid-magmatica de consolidare si temperaturile au scazut sub 650⁰, are loc o eliberare masiva a substantelor volatile, care dezvolta presiuni considerabile. In acest fel, se creeaza caile de comunicatie ale bazinului magmatic cu suprafata scoartei terestre, prin fisurare, datorita presiunilor imense care se dezvolta in faza initiala. Prin crearea unei corespondente cu suprafata scoartei terestre, presiunea scade, determinand eliberarea instantanee a unui volum impresionant de substante gazoase (fierberea magmelor). Dupa faza lichid-magmatica rezulta topituri bogate in silice si cationi de K⁺ , Na⁺,Al³⁺, etc.

In noile conditii termodinamice si chimice rezulta solutii fierbinti cu fluiditate foarte mare, care migreaza usor pe sistemul de fisuri ale bazinului magmatic sau in exteriorul acestuia. In general, migrarea are loc spre partea superioara a bazinului magmatic (deja consolidat in faza lichid-magmatica) si pe sistemul de fisuri deschise spre suprafata scoartei terestre. Migrarea se produce datorita fortei ascensionale (de natura hidrostatica) ce ia nastere intre bazinul magmatic si suprafata terestra, unde presiunea scade pana la cea atmosferica.

Consolidarea magmelor bogate in substante volatile (H₂O, HF, HCL, SO₂, H₂S, CO₂, P, V, N etc.) are loc in interiorul (consolidare intramagmatica), in imediata apropiere (consolidare perimagmatica) si la distante mari (consolidare telemagmatica) de bazinul magmatic (L. Pavelescu, 1980). Astfel, iau nastere rocile magmatice hipoabisale sau filoniene cum sunt lamprofirul, pegmatiotul si aplitul, bogate in caurt, feldspati plagioclazi sodici, feldspati ortoclazi potasici, mice etc.

In cazul asimilarii unor volume din rocile inconjuratoare si a schimbului de substante cu acestea (metasomatism), magmele pegmatit-pneumatolitice pot deveni calco-alcaline cu o structura chimica complexa, (Li, Be, Nb, Ta, Zr, U, Ti, P, F, B, F, Al etc). Astfel, intr-o etapa mai tarzie se formeaza minerale de tipul turmalinei, topazului, zirconului, apatitului, rutil, cuart, tantalit, spodumen etc.

Faza hidrotermala reprezinta ultimul stadiul de consolidare a magmelor, ce se deruleazain intervalul de temperatura 374⁰ - 100⁰. In aceasta faza, este impropriu de a vorbi despre magma propriu-zisa, aceasta devenind un amestec de solutii fierbinti bogate in apa, vapori si un complex de substante dizolvate. Acestea se consolideaza pe masura atingerii concentratiei de saturatie si a temperaturii de cristalizare. Pragul de temperatura este relativ, acesta fiind depasit datorita substantelor dizolvate si in conditii de presiune ridicata.

Solutiile hidrotermale au o fluiditate ridicata, patrunzand pe sistemul de fisuri, microfisuri, pe planele de clivaj, pe suprafetele de separatie dintre minerale si de stratificatie sau de sistozitate. Ascensiunea solutiilor se datoreaza presiunii de natura hidrostatica la care este supus sistemul.

In majoritatea cazurilor exista o legatura genetica intre corpurile magmatice de adancime (intruzive), depunerile hidrotermale si fenomenele de vulcanism. Astfel, faza hidrotermala poate avea loc la adancimi de mii de metrii, pe sistemul de fisuri ale bazinului magmatic consolidat in stadii anterioare de cristalizare.

Cristalizarea solutiilor hidrotermale se produce si la adancimi de cateva sute de metrii pe sistemul de fisuri dintre corpul magmatic si suprafata terestra. Depunerile hidrotermale se fac chiar si pe sistemul de fisuri ale conului vulcanic (depuneri superficiale). Insa, trebuie remarcat ca procesul de racire a magmei trebuie sa fie lent, existand probabil un decalaj de timp intre procesul magmatic si manifestarea violenta de vulcanism.

In cristalizarea solutiilor hidrotermale, factorul cel mai important ramane temperatura, care determina o anumita zonalitate a dispunerii mineralelor.

In conditii hipotermale (temperatura ridicata, peste 300⁰) se depun minerale de Sn, W, Mo, (casiterit, wolframit, molibdenit) asociate cu silicati (topaz, cuart, turmalina etc.), niobati, fosfati si sulfati.

In conditii mezotermale (temperaturi medii de 300 - 200⁰) se formeaza majoritate sulfurilor (pirita, calcopirita, blenda, galena, bornit, covelina etc.) si elemente native de Au si Ag. Acestea sunt asociate cu minerale nemetalifere de tipul cuartului, carbonatilor (calcit, rodocrozit), sulfatilor (baritina, gipsul) etc.

La temperaturi mai mici de 200⁰ sunt realizate conditiile epitermale la nivelul conului vulcanic si subjacent acestuia. Astfel, continua cristalizarea aurului, argintului, a majoritatii sulfosarurilor, arseniurilor, teluriurilor etc. De asemenea, cristalizeaza unele sulfuri de temperatura mai joasa (stibina, cinabru).

Zonalitatea este evidenta la nivelul aceluiasi filon, unde mineralele de temperatura mai inalta sunt depuse la con-tactul cu roca inconjuratoare, iar cele de temperatura mai joase sunt depuse spre centru. O asemene structura este intalnita in geode, unde mineralele sunt depuse in ordinea cristalizarii lor, cele de temperatura mai inalta fiind situate la contactul cu roca inconjuratoare.

In procesul de consolidare nu este obligatoriu ca magmele sa treaca prin cele trei faze de cristalizare. Aceasta depinde, in primul rand, de adancimea de formare a magmelor. La corpurile magmatice adanci (peste 20 km), faza hidrotermala poate lipsi, datorita temperaturilor si presiunilor foarte ridicate. La adancimi mici, nu poate avea loc faza pegmatit-pneumatolitica.

Observatii recente asupra dorsalelor medio - oceanice pun in evidenta, in anumite zone, intense procese hidrotermale, ce reprezinta manifestari tarzii ale unui magmatism nu foarte adanc. Interesant este ca acestea creeaza un mediu deosebit de favorabil dezvoltarii vietii.

1.PROCESE VULCANICE

Structura unui aparat vulcanic

Vulcanismul este generator de forme de relief pozitive, date de consolidarea lavei si produselor vulcanice solide (cenusa, bombe, lapilii). Structura unui vulcan este data de componentele externe si cele interne.

Componentele externe, accesibile observatiei directe sunt: conul vulcanic, craterul, caldera, structurile barrancos si dyke-urile (fig.1 si 3).

Conul vulcanic (forma conica cu baza in jos) constituie forma de relief cea mai spectaculoasa, fiind format, din curgeri succesive de lave, din strate succesive de piroclastite (cenusa, nisip vulcanic) sau din aglomerate vulcanice (lapilii, bombe). Structura conului mai poate fi de tip mixt, cu succesiuni de lave, piroclastite si aglomerate vulcanice (stratovulcanii). Forma conului vulcanic depinde si de chimismul lavelor. Astfel, in cazul lavelor bazice, datorita vascozitatii reduse, conul vulcanic are pante mici cu valori de 5 - 10⁰, iar in cazul lavelor acide, cu vascozitate ridicata, pantele acestuia sunt mari (25 - 45⁰). Pante mari au si conurile formate din piroclastite si aglomerate vulcanice sau conurile de tip mixt. In unele cazuri, pe conul principal al vulcanului pot apare conuri mai mici, secundare.

Craterul reprezinta o zona depresionara de forma unei palnii cu varful in jos, situat la partea superioara a conului, Acesta continua in interior cu cosul vulcanic, care face legatura cu camera magmatica situata in zonele profunde ale scoartei terestre sau in astenosfera. La vulcanii cu conuri secundare, de asemenea, se disting cratere mai mici, cu caracter secundar. Uneori, in cazul astuparii craterului principal, acestea preiau viiturile de lava, putand evolua la dimensiuni mai mari. Dimensiunile craterului depinde de natura chimica a lavelor, acesta fiind foarte extins, in cazul lavelor bazice (uneori, cu diametrul echivalent de zeci de kilometrii), si mai restrans, in cazul lavelor acide.

Caldera (din lb.spaniola) este o structura depresionara de forma circulara, constituind un rest al unui aparat vulcanic, din care s-au pastrat numai zonele marginale ale conului vulcanic. Genetic, calderele sunt : de explozie, de prabusire si de eroziune.

Calderele de explozie (fig.4) se formeaza in cazul unui vulcanism de tip acid (ex.: vulcanii Bandai San din Japonia, Krakatoa, langa ins. Sumatra). Datorita vascozitatii ridicate a lavei, aceasta tinde sa astupe cosul vulcanic, astfel incat se creeaza o presiune forte mare, ce determina o explozie violenta si aruncarea in atmosfera a unei parti din conul vulcanic. In vechea caldera pot apare puncte de eruptie noi cu formarea de conuri vulcanice tinere.

Calderele de prabusire (fig.4) se dezvolta pe structura craterelor largi, in cazul unui vulcanism bazic dezvoltat pe crusta oceanica subtiata. Dezvoltarea calderei se produce prin aparitia unor falii circulare gravitationale in trepte, pe marginea craterului initial, ce determina prabusirea compartimentului din acoperis (dinspre centrul craterului) si ingerarea acestuia de catre topitura.

Caldera de eroziune (fig.5) se formeaza pe conuri vulcanice a caror activitatea a incetat de un timp indelungat, prin actiunea erozionala a unor cursuri torentiale instalate in peretii abrupti ai craterului. De obicei, acestea au o parte deschisa prin care se evacueaza materialul erodat.

Structurile barrancos (din lb. spaniola), reprezinta santuri sau vai adanci directionate pe linia de cea mai mare panta, fiind generate de avalansele de cenusa vulcanica sau de torentii de apa, care se formeaza in momentul deversarii apei din crater la debutul eruptiei. Aceste structuri au o dispozitie radiara fata de crater.

Dayke-urile, reprezinta structuri exterioare conului vulcanic, cu dispozitie radiara fata de acesta. Acestea se formeaza pe fracturi ce apar in faza premergatoare eruptiei, ca urmare a presiunilor uriase ce le exercita magma in drumul ei ascendent spre suprafata. Ulterior, acest fracturi sunt umplute cu lave sau roci magmatice efuzive sau filoniene. Dyke-urile apar in regiunile vulcanice afectate de o eroziune intensa, cand este indepartata coperta de piroclastite, acestea ramanand in relief, datorita rezistentei mai mari.

Componentele interne ale unui aparat vulcanic sunt reprezentate de cosul vulcanic si camera sau cuptorul magmatic.

Cosul vulcanic reprezinta canalul de legatura dintre camera magmatica si crater, pe care are loc ascensiunea lavei in timpul eruptiei. In sectiune are forma mai mult sau mai putin circulara, pentru aceasta structura utilizandu-se si termenul de neck vulcanic. Din cosul principal se pot forma ramificatii, formand puncte de eruptie secundare, care dau conuri adventive numai la partea superioara a structurii conului central. Dupa incetarea eruptiei cosul vulcanic este umplut, fie cu lava consolidata, fie cu aglomerate vulcanice de tipul breciilor.

Camera sau cuptorul magmatic reprezinta zona in care are loc retopirea scoartei terestre sau se formeaza materia in stare vascoasa cu temperatura inalta, care odata pusa in legatura cu suprafata terestra, prin sistemul de fisuri, devine fluida, datorita scaderii presiunii (temperatura de topire a oricarui material creste cu presiunea). Prin retopirea unei zone adanci din scoarta terestra are loc o marire de volum, care exercita presiuni enorme asupra scoartei de deasupra, determinand fisurarea ei si crearea cailor de acces spre suprafata. Ascensiunea magmei mai poate fi determinata si de densitatea mai mica a magmei in raport cu mediul geologic inconjurator. Prin scaderea presiunii, gazele tind sa iasa din topitura, reprezentand o alta sursa de energie a fortei de ascensiune. Caile de acces al magmei spre suprafata pot fi si preexistente, fiind de natura faliilor crustale rezultate in urma fortelor tectonice.

Cuptorul magmatic, fisurile de acces a magmei spre suprafata, cosul vulcanic, precum si intruziuni secundare, constituie structura subcrustala complicata a aparatului vulcanic.

Tipuri de manifestari vulcanice

Vulcanii prezinta o mare varietate structurala, functie de compozitia chimica a lavelor, de temperatura si de gazele continute.

Astfel eruptiile de lave bazice, in general, sunt linistite, cu curgeri intinse, de unde si extinderea conului pe un areal larg cu o inclinare mica a pantei. Eruptiile de lave acide sunt in general explozive, generand conuri vulcanice cu pante accentuate.

Tipurile de vulcanism au fost stabilite functie de modul de localizarea si de manifestare a vulcanismului actual in domeniul continental sau insular.

Tipul hawaiian, stabilit dupa modelul sistemului de vulcani din insulele Hawaii, din partea centrala a Oceanului Pacific. Se caracterizeaza prin eruptii de tip oceanic cu lave bazice si ultrabazice, cu revarsari linistite si intinse de lave. Curgerea pe arii largi a lavei a determinat formarea unui con cu pante mici de 5 - 10⁰, ce imbraca aspectul unui platou larg dezvoltat. Structura hawaiiana este un colos vulcanic ce se ridica de la cca. 5000 m adancime. Craterul este extins la forma unei caldere de prabusire cu diametru de 20 - 30 km, formata prin dezvoltarea faliilor gravitationale succesive (fig.6). Vulcanii Kileaua si Mauna Loa sunt inca in plina activitate, formand insula principala a arhipelagului, in timp ce Mauna Kea este un vulcan stins. Datorita fenomenelor complexe din zona Hawaii, aici exista un centru international de cercetari, care monitorizeaza permanent evolutia vulcanismului. Se comporta ca un vulcanism de dorsala medio-oceanica, insa acesta este plasat pe un punct fierbinte care, probabil, a migrat de la limita nucleu-manta.

Tipul islandez este un vulcanism bazic de varsta recenta, in care aparatele vulcanice insiruite dupa aliniamente orientate aproximativ nord-sud si est vest.  Vulcanii orientati nord. Sud de varsta recenta pana la actual, fiind activi datorita plasarii pe riftul dorsalei medio-atlantice. Ce care au migrat lateral, odata cu expansiunea Fundului Atlanticului au devenit inactivi si probabil sunt stinsi pentru totdeauna. Uneori lava se manifesta dupa aliniamente fara sa aiba un punct central de activitate. Aliniamentele sunt fracturi care fac parte din structura dorsalei medio-atlantice, .unde magma este adusa la suprafata de ramura ascendenta a curentilor de convectie.

Tipul strombolian (dupa vulcanul Stromboli din arhipelagul Lipari), cunoscut inca din vechime prin periodicitatea de doua ore a eruptiilor de lava predominant bazica si gaze fierbinti incolore. Expulzarea gazelor din lava determina antrenarea acesteia in atmosfera, care datorita miscarii rotationale bombele capata forme scoriacee de rasucire. De aceea, structura conului este de stratovulcan, in care curgerile de lava alterneaza cu strate de aglomerate de bombe si lapilii ( fig.7).

Tipul vulcanian (dupa Vulcano din arhipelagul Lipari), cu eruptii explozive de lava acida sau intermediara, datorita consolidarii lavei pe cosul vulcanic. La eruptia urmatoare acest dop este aruncat in aer, ca urmare a exploziei generate de acumularea de presiune. Expulzarea gazelor subpresiune se produce cu antrenarea unei cantitati importante de cenusa, norul luand forma unei umbrele, denumit pinie vulcanica (fig.8).

Tip plinian. In aceasta categorie este inclus vulcanul Vezuviu, situat in apropierea orasului Napoli, la nord de arhipelagul Lipari, expulzeaza cantitati enorme de cenusa (eruptia din anul 79 e.n., care a acoperit orasul roman Pompei), ce se raspandesc pe suprafete mari. La eruptia din 1906 (G. Etiasny, 1913, din V. Lazarescu, 1980) depunerile de cenusa au determinat distrugerea micro-faunei planctonice din golful Napoli.

Vulcanul Pinatubo care a erupt in anul 1991, dupa o inactivitate de 500 ani e expulzat o cantitate enorma de gaze si cenusa pana la altitudini de 10 km. Acestea au afectat zborurile aeriene, unul dintre acestea ramanand fara propulsie si a cazut de la 10000 m la 3000 m, cand a fost evitata in ultimul moment un dezastru. Particulele de cenusa a afectat admisia de aer in motoare, ceea ce a determinat oprirea lor. Ajuns la altitudinea de 3000 m s-a reusit repornirea motoarelor, astfel ca a fost evitat un accident aerian de proportii.

Un comportament similar trebuie sa fi avut si vulcanismul neogen din Carpati, care a depus orizonturi relativ groase de tufuri vulcanice andezitice si dacitice, atat in bazinul Transilvaniei, cat si in exteriorul arcului Carpatic. Acestea constituie orizonturi reper in efectuarea corelarii faciesului monoton al Mio-Pliocenului din Depresiunea Transilvaniei.

Tipul peleean (dupa vulcanul Montagne Pelé din insula Martinica, arhipelagul Antilele Mici). Eruptia debuteaza prin revarsarea lacului format in vechiul crater, formand un torent de noroi, dupa care a aparut un "ac vulcanic", prin extruziune in forta a unei lave aproape consolidate (fig.8). In acest fel, altitudinea vulcanului a crescut cu cca.476 m Peretii acului vulcanic purtau amprenta asperitatilor cosului vulcanic. La eruptia din 1902 (A. Lacroix, din V. Lazarescu, 1980) acul vulcanic, prin consolidare se fisureaza, permitand eliberarea de gaze fierbinti subpresiune, cu incarcatura mare de cenusa (nori fierbinti), ce a determinat formarea unor suvoaie cu efect devastator, spre poalele vulcanului. De altfel, la aceasta eruptie a fost distrus portul St. Pierre si intreaga sa populatie. Acest comportament al eruptiei este specific lavelor acide, vascoase, care se consolideaza pe masura ce sunt expulzate lent de presiunea gazelor. Mai mult, datorita cresterii in inaltime, acul vulcanic din varful vulcanului se deformeaza sub greutate proprie, formand o structura tip dom. Astfel, s-au explicat structurile vulcanice de tip dom descrise pentru vulcanii de mult stinsi (zona Auvergne, la nord de Masivul Central, Franta).Un asemenea comportament o au si vulcanii din marginea continentala estica a Asiei (Kamciatka) sau din marginea continentala vestica a Alaskai (Katmai). In aceeasi categorie este cuprins vulcanul Soufriere de Montserrate din Antile care la eruptia din anul 1997 a distrus orasul Plymouth, cel mai mare al insulei.

Tipul Bandai San (dupa vulcanul Bandai San din Japonia), cu vulcanism de tip acid, deosebit de violent, cu seisme si explozii puternice. Vulcanul Bandai San la eruptia din anul 1888 a expulzat in atmosfera in jur de 1 km³ de roci, mare parte, din acestea, provenind din partea superioara a conului vulcanic, formand o caldera de explozie. Insa cea mai spectaculoasa si, in acelasi timp, cea mai puternica eruptie a fost a vulcanului Krakatoa (1883), la limita dintre Insulele Sumatera si Jawa, care si-a spulberat o parte din vechea caldera (ins. Rakata), cu diametrul de cca.10 km, aruncand un nor gros de cenusa pana in stratosfera si generand un "tsunamis" (din lb. japoneza) , adica un val marin urias produs de un soc seismic, ce a afectat pe distante mari Oceanul Indian si Oceanul Pacific. Norul de cenusa atinge coastele de vest ale Europei dupa cca.6 luni. Studii recente au aratat ca explozia vulcanului Krakatoa s-a produs in urma patrunderii apei marine in cuptorul magmatic din adancime. Contactul apa - magma a dus la sublimarea apei, ceea ce a determinat cresterea brusca a presiunii la valori uriase. Acest comportament a facut ca unii autori sa separe acest tip de vulcanism, fiind denumit ultravulcanic sau freato-magmatic.

Un comportament asemanator este intalnit si in Alaska, prin vulcanul Katmai, care a erupt in anul 1912. Eruptia a debutat printr-o explozie de mari proportii, ce a aruncat in atmosfera 20 km³ de roci si a generat o caldera cu diametrul de 5 km Insa cea m mai impresionanta catastrofa a constituit-o explozia vulcanului Tamora (ins. Sumbava, la est de ins. Jawa) din anul 1815, prin care a fost dislocat un volum de cca.150 km³ de roca. Aceasta  imensa explozie a determinat o diminuare a altitudinii vulcanului cu 1500 m (D. Giusca, 1974).

Celebra este eruptia vulcanului St. Helen din SUA din anul 1980, care a creat o imensa explozie in urma opturarii cilor de acces de catre lava dacitica.

Tipul maar reprezinta o manifestare vulcanica data de explozii de gaze ce antreneaza sfaramaturi de roci, neavand un con vulcanic propriu-zis, fiind adevarate gauri (neck-uri) spre interiorul Pamantului, nelegate de procese tectonice, umplute cu brecii. Aceasta structura este semnalata la suprafata de o zona depresionara de forma circulara (denumita maar in zona Eifel din Germania), ocupata adesea de lacuri neuniform distribuite. Asemenea struc-turi mai sunt intalnite in zona Firth of Forth din nordul Angliei , in zona Kimberley din Africa de Sud si in Iacutia Centrala din Siberia. In zona Kibmerley si in Iacutia breciile bazice au continuturi de diamante, cons-tituind cele mai importante rezerve din lume. Exploatarile miniere de dia-mante din Africa de Sud, care au depasit 3000 m adancime remarca schimbarea formei de zacamant in sectiune transversala, de la neck-uri, aproxima-tiv, circulare la suprafata, la forme elipsoidale din ce in ce mai turtite in adancime.

Modelul elaborat pentru acest tip de manifestare vulcanica consta in expulzarea unor gaze fierbinti din interiorul scoartei terestre, initial pe un sistem de fisuri, care prin antrenarea sfaramaturilor de roci evolueaza la un canal vertical cu sectiune elipsoidala, la partea inferioara, si circulara, la partea superioara. In anumite situatii volumul de roci desprins devine destul de mare, astfel ca, la un moment dat se formeaza un dop, ce astupa sectiunea neck-ului. In spatele acestei obturatii se acumuleaza o presiune imensa care determina o explozie, iar detenta creata face posibila sublimarea carbonului din continutul gazelor vulcanice. Presiunea foarte mare si timpul scurt de actiune sunt conditii de formare a diamantelor. Un asemenea, model nu este intalnit, in mod frecvent, in vulcanismul actual. Acestui model poate fi incadrat comportamentul vulcanului Sirane (Japonia) la eruptia din 1882 (Gr. Raileanu, S. Pauliuc, 1969). O semnalare asemanatoare este facuta de un pilot chilian in anul 1955, cand vulcanul Nilahue are eruptii de gaze cu fragmente de roci ce durau cca.30 minute, dupa care, urma un interval egal de liniste. Aceasta manifestare a durat o luna, fara sa fie inregistrate revarsari de lava (V. Lazarescu, 1980).

Tipurile de vulcanism subaeriene pot exprima modul de comportament a unor vulcani la un moment dat. De cele mai multe ori fiecare eruptie are specificul ei, acelasi vulcan putand avea, in timp, diferite tipuri de manifestari vulcanice. Cel mai elocvent exemplu este Vezuviul, care are eruptii alternative de tip strombolian si vulcanian.

Vulcanismul se manifesta in domeniul oceanic prin eruptii submarine, fiind creator de relief pozitiv al fundului acestuia. Vulcanismul submarin este de tip intermediar, spre marginile bazinelor oceanice, sau de tip bazic si ultrabazic, in zonele de larg (dorsale medio - oceanice, falii transformante).

Curgerile de lava submarine, datorita racirii si degazificarii rapide, iau forme semisferice separate de santuri inguste, cunoscute sub numele de curgeri de tip pillow-lava   (pillow = perna, din lb. engleza).

In cazul unor efuziuni in cantitati mari de lave, mai ales, in cazul celor de tip intermediar, pot forma structuri pozitive de tipul conurilor vulcanice. In zonele cu curenti marini puternici sau in zona de actiune a valurilor, acestea sunt retezate, luand forma unor trunchiuri de con, care au fost denumite guyot-uri.

O formatiune specifica vulcanismului submarin sunt panzele de lava care prezinta separatii columnare scurte de forma hexagonala, perpendiculare pe planul curgerii generale, diferite de cele continentale, in care separatiile columnare sunt mai lungi.

Tot in conditiile vulcanismului submarin apar formatiunile vulcano-sedimentare cu grosimi de mii de metri, in care alterneaza produse vulcanice solide si roci sedimentare. Din structura mineralogica a lavelor si sedimentelor se pot face reconstituiri ale mediului marin de sedimentare si caracterul linistit sau exploziv al vulcanismului submarin.

Produsele vulcanismului

In urma proceselor vulcanice la suprafata scoartei terestre ajung materiale sub cele trei stari fizice obisnuite ale materie, fiind clasificate in produse lichide, gazoase si solide.

a)Produsele lichide, sunt reprezentate de lave, al caror comportament de curgere si consolidare depinde de compozitia chimica.

Lavele acide dau curgeri scurte datorita vascozitatii ridicate. Gazele continute nu sunt expulzate, prin racire, ceea ce dau lavelor au aspect compact si de franghie rasucita, de unde si denumirea de "lave cordate". In cazul unei raciri bruste acestea au structura amorfa rezultand "sticlele vulcanice" de tipul obsidianului (cand culoarea este neagra) sau pechsteinului (de culoare verzuie si luciu puternic, de smoala). Continutul ridicat in dioxid de siliciu si structura amorfa fac ca aceste doua minerale prin lovire sa aiba spartura concoidala cu formare de muchii ascutite. Aceasta proprietate a fost sesizata de timpuriu, oamenii preistorici folosindu-le ca materie prima pentru primele unelte taietoare. In cazul in care se creeaza conditiile de expulzare a gazelor in timpul racirii bruste, mai ales, in cazul solidificarii in apa, lavele capata aspect foarte poros, cu greutate specifica mica, uneori, mai mica decat a apei, formandu-se, astfel, piatra ponce.

Lavele bazice dau curgeri intinse, datorita fluiditatii ridicate, si se degazeifica usor. Astfel, lava devine poroasa sau poros vacuolara, golurile avand forma bulelor de gaz. Lavele bazice poroase sunt aspre la pipait, cu luciu mat si de culoare bruna sau cenusie. Daca racirea are loc inainte de degazeificare, la suprafata suvoiului de lava apare o crusta, pe sub care lava continua sa curga, formand adevarate tuneluri. Uneori, aceasta crusta crapa, fie datorita contractiei, fie datorita fortelor de tensiune, formand blocuri, cu aspect scoriaceu sau colturos, dispuse haotic in masa lavei (lave cu blocuri).

Curgerile de lave bazice pe suprafete mari sub forma platourilor, fara fenomene de degazificare, au aspect compact cu separatii de coloane hexagonale perpendiculare pe planul curgerii. Functie de inclinarea acestora se poate determina conformatia paleoreliefului pe care a avut loc curgerea lavei. In cazul curgerilor submarine, asa cum s-a arata anterior, acestea au aspect de pillow-lava sau coloane hexagonale scurte.

In zona vulcanismului bazic, cu adancimea cuptorului magmatic mica, s-a observat si o intensa activitate hidrotermala (stadiul final de consolidare a magmelor), ce consta in emanarea unui amestec de solutii bogat mineralizate si gaz. Astfel, se creeaza un microclimat favorabil dezvoltarii unor organisme (U.S. Geological Survey Hawaii), uneori cu un metabolism diferit decat cel obisnuit (CO₂ , H₂S etc.). Aseme-nea biotopuri au fost puse in evidenta si in dorsala medio-atlantica, legate de acelasi activitati hidrotermale, uneori la adancimi foarte mari (J.J. Cousteau). Uneori, aceste degajari de solutii bogat mineralizate formeaza concresteri columnare de minerale, cu diferite culori, care dau aspectul mirific al mediului submarin.

b) Produse solide. Produsele vulcanice solide rezulta in urma deversarii de lave vascoase, deci manifestari vulcanice explozive, care arunca materiale solidificate de diferite marimi. Prin expulzarea lavei in atmosfera, aceasta se raceste brusc, revenind pe suprafata scoartei terestre in stare solida. Pe langa lava fluida, in urma exploziilor sunt antrenate si sfaramaturi de lava intarita din cosul sau craterul vulcanic. Functie de marimea si morfologia exterioara acestea au fost denumite: blocuri, bombe, lapilii, nisip si cenusa vulcanica.

Blocuri vulcanice sunt bucati de lava intarita desprinse din peretii conului vulcanului. Au dimensiuni de 12 - 15 cm si sunt interesante pentru informatiile pe care le aduc asupra tipurilor de roci din adancime.

Bombele sunt bucati de lava aruncate in atmosfera, care pana la revenirea pe pamant se solidifica total sau partial. Sunt cu aspect fusiform (bombe fusiforme) cand lava este mai fluida si are o miscare de rasucire in aer sau in coaja de paine, cand se solidifica numai o crusta superficiala care crapa la revenirea pe pamant.

Lapiliile (din cuvantul latin lopis = piatra) sunt de dimensiunile a cativa centimetrii, provenind din lava solidificata si avand forme mai mult sau mai putin rotunjita. In cazul aspectului colturos acestea provin din sfaramaturi de lava intarita in cosul sau craterul vulcanic.

Nisipul vulcanic reprezinta granule vulcanice cu dimensiunile mai fine, de pana la 2 mm, provenite din pulverizarea lavei lichide sau solide.

Cenusa vulcanica provine dintr-o lava consolidata care ulterior a fost pulverizata de explozie, cu aspect foarte fin, de dimensiuni submilimetrice. Expulzarea cenusii in cantitati si la altitudini mari, determina acoperirea unor suprafete intinse cu material fin de forma granulelor sticloase de culoare albicioasa.

Depunerea si acumularea produselor vulcanice solide in conditii subaeriene sau submarine au fost inglobate in termenul generic de piroclastite din cuvintele grecesti: piros = foc si clasein = a se sparge) , indiferent daca ele sunt mobile sau consolidate. Pentru produsele vulcanice solide neconsolidate, mobile, mai este utilizat si termenul tephra (S.Thorarinsson, 1954). Formatiunile formate din blocuri si bombe vulcanice cuprinse intr-o matrice mai fina de lapilii, nisip si cenusa au fost denumite aglomerate vulcanice.

Pentru delimitarea depozitelor vulcanice pure, fara elemente remaniate, in ultimul timp se foloseste termenul de formatiuni vulcano-clastice. Daca elementele de di-mensiuni mari sunt colturoase, formatiunile sunt denumite brecii vulcanice.

In general, aglomeratele si breciile vulcanice sunt mase de roci usoare, de culoare brun inchis sau cenusiu inchis.

Cenusile, prin procese de diageneza si de consolidare, dau tufuri vulcanice, roci fine si usoare, bine stratificate. Functie de natura chimica a lavelor din care provin granulele tufurilor, acestea pot fi: tufuri riolitice, provenite din lave acide, avand culoare galben-albicioasa; tufuri dacitice, provenite din lave cu continut mai slab de dioxid de siliciu, avand culoare verzuie; tufuri andezitice provenite din lave intermediare, avand culoare cenusie.

c) Produse gazoase In timpul eruptiei, vulcanii elimina gaze fierbinti cu temperaturi de pana la 1360⁰ cu o compozitie chimica foarte complicata. Pe masura ce scade temperatura compozitia se simplifica. Mai intai, dispar compusii combustibili, apoi vaporii cu temperatura ridicata de solidificare si gazele, nestabile, dar active chimic, pentru ca la sfarsit sa ramana doar emanatiile de CO₂. Functie de natura chimica si temperatura a gazelor, emisiile gazoase sunt de mai multe tipuri.

Fumarolele uscate sunt compuse din gaze fierbinti, cu temperaturi mai mari de 374⁰C (temperatura critica a apei ), fiind lipsite de apa. Ele sunt degajate in timpul paroxismului eruptiv si imediat dupa acesta. Compozitia chimica este complexa, aceasta fiind data de: azot (N), de oxidul de carbon (CO), hidrogen (H), metan (CH₄). La acestea se adauga unele saruri si oxizi in stare de vapori: clorura de sodiu (NaCl), clorura de potasiu (KCl), oxidul de cupru (CuO). Prin sublimare, gazele precipita in zona craterului si in apropierea acestuia, sub forma unor eflorescente de sare gema (NaCl), silvina (KCl) si tenorit (CuO), la care se pot adauga sulfati.

Fumarolele acide sunt emanatii de gaze temperaturi apropiate de 374⁰C si contin hidrogen sulfurat (H₂S), dioxid de sulf (SO₂), vapori de apa (H₂O), dioxid de carbon (CO₂) etc. Reactiile chimice dintre acesti compusi au caracterul foarte acid al solutiilor, prin formare de acid clorhidric si chiar acid sulfuric. Din reactiile cu diversi cationi sau saruri, rezulta clorura ferica si feroasa, care coloreaza galben-portocaliul fumarolele, clorura de cupru cu culori verzi-albastrui, precum si sulfati de sodiu (Na), potasiu (K) si calciu (Ca), mai rar de plumb (Pb), cupru (Cu) si magneziu (Mg). In unele cazuri gazele acide sunt dizolvate in apele subterane, fiind preluate dupa aceea in apele de suprafata. Prin reactia apei cu clorura feroasa precipita oxidul feric (oligist) si se elibereaza acid clorhidric.

Fumarolele alcaline sunt date de emanatii de gaze cu temperaturi de 100- 400⁰C cu continut de clorura de amoniu (NH₄Cl), hidroxid de amoniu (NH₄OH), amoniac (NH₃), substante care definesc caracterul chimic al acestora. La acesti compusi chimici se adauga vapori de apa (H₂O) si dioxid de carbon (CO₂). Neutralizarea gazelor alcaline de compusii acizi determina precipitarea, cel mai frecvent, a clorurii de amoniu (NH₄Cl).

Solfatarele sunt formate in cea mai mare parte din vapori de apa (98%), la care se adauga dioxidul de sulf (SO₂) si vapori de acid sulfuros (H₂SO₃), acid sulfuric (H₂SO₄), dioxid de carbon (CO₂). Prin sublimare dau acumulari de sulf nativ, realgar (As₂S₃) de culoare rosie sau auripigment (AsS), de culoare galbena. La temperaturi mai mari pot apar minerale de genul galenei (PbS), blendei (ZnS) sau piritei (Fe₂S₃).

Mofetele sunt emanatii de gaze cu temperaturi de pana la 40⁰C, constituite numai din CO₂, cu activitate indelungata dupa incetarea vulcanismului propriu-zis. De aceea, ele pot fi incadrate si manifestarilor postvulcanice.

1.4.MANIFESTARI POSTVULCANICE.

Soffionii se intalnesc relativ frecvent in zonele vulcanice, constand in izbucniri subpresiune a vaporilor de apa supraincalziti, cu temperaturi de 200⁰C. Expulzarea vaporilor de apa supraincalziti se produce in lungul sistemului de fisuri si fracturi din centru de vulcanism, precum si in zonele inconjuratoare. Aceasta energie, in prezent, este utilizata in termocentrale, cum se intampla in Islanda. In unele cazuri acesti vapori, prin condensare produc precipitatii locale, care se aduna in mici zone depresionare (denumi-te lagoni). Atunci cand sunt bogate in bor, in zona acestor mici depresiuni, se formeaza acidul boric (BO₃H₃ si saruri ale acestuia, cum este boraxul (Na₂B₄O₇ . 10 H₂O)

Geyserii descrisi pentru prima data in Islanda, sunt eruptii de apa cu temperaturi de 100 - 120⁰C. Incalzirea apei are lor in jurul adancimii de 1000 m, care prin ascensiune spre suprafata sufera o detenta, datorita scaderii presiunii, astfel incat, vaporii supraincalziti imping coloana de apa de deasupra. Fenomenul este ciclic, perioadele de liniste reprezentand intervalul de acumulare a energiei vaporilor prin scaderea presiunii. Asemenea manifestari mai sunt cunoscute in America de Nord (parcul Yellowstone are cca. 160 geyseri), in Kamciatka, Noua Zeelanda. Datorita incarcaturii bogate in dioxid de siliciu a apelor fierbinti, acesta precipita in stare amorfa (opal), sau sub forma unor paturi succesive, structura denumita geyserit.

Izvoarele termale cu apa juvenila sunt ape cu temperaturi ridicate provenite din condensarea vaporilor de origine vulcanica. Termenul de apa juvenila este atribuit acelor ape care nu au circulat niciodata la suprafata scoartei terestre, originea lor fiind interna. Activitatea postvulcanica de ape geotermale are o larga manifestare in regiuni ca: Islanda, Cehia, Statele Unite, Romania (Toplita, Tusnad). Sunt utilizate ca agent termic pentru incalzirea localitatilor. Sunt si ape geotermale a caror apa nu este de origine juvenila. Apele de precipitatii ajung intr-o zona cu camp termic ridicat, dat de un corp magmatic in curs de racire (Baile Herculane) sau legate de o mare fractura tectonica (falia intramoesica cu ape geotermale la Otopeni sau Oradea). Apele geotermale au o mare incarcatura de bicarbonat de calciu, care in conditiile eliberarii dioxidului de carbon in punctele de emergenta, datorita scaderii presiunii, precipita carbonatul de calciu, formandu-se, astfel tufurile calcaroase, o roca cu numeroase goluri, cu impresiuni de plante sau gasteropode terestre. Prin continuarea procesului de precipitare a carbonatului de calciu in golurile tufului calcaros, acesta se transforma in travertin. Prin slefuire travertinul este utilizat ca piatra ornamentala.

In anumite conditii precipitarea bicarbonatului de calciu se face sub forma de aragonit, un mineral rombic, spre deosebire de calcitul din travertin care cristalizeaza in sistemul romboedric .

Formatiunile de travertin apar frecvent in Romania fiind legat de activitatea geotermala din zonele Sangiorz Bai, Tusnad, Geoagiu, iar aragonitul la Corund (langa Odorhei).

Mofetele sunt manifestari cu o mare inertie in timp dupa paroxismul activitatii vulcanice. De remarcat, ciclicitatea in timp a emisiile de dioxid de carbon, cum ar fi variatiile zilnice, legate de mareele terestre, care inchid si deschid marile fracturi ale scoartei terestre. S-au constat si cicluri mai lungi, de 22 zile, de 3 ani sau 20 ani, a caror cauza trebuie sa fie interna, insa mecanismul de producere este neclar. Au existat incercari de corelare a intensificarii mofetice din Covasna cu activitatea seismica din Vrancea (A. Apostol si col., 1977, 1979).

In anumite cazuri, emisiile de dioxid de carbon se amesteca cu apele subterane, rezultand apele minerale carbogazoase naturale. Astfel, de manifestari sunt frecvente in zona vulcanismului neogen, din sectorul central (Tilbles-Bargau-Rodna) si din sectorul sudic (Harghita-Gurghiu-Depresiunea Covasna-Sfantu Gheorghe-Baraolt).

Procese si fenomene geormorfologice de risc asociate vulcanismului

In fazale premonitorii ale declansarii paroxismului vulcanic si in timpul acestuia pot avea loc fenomene deosebit de periculoase pentru om.

Curgerile de piroclastite (amestecuri de lave, cenusi vulcanice, fragmente de roca, vapori si gaze cu temperaturi de 600-1000sC) constituie cauza principala a producerii de victime omenesti; ele se desfasoara sub forma unor avalanse sau a unor nori arzatori care se deplaseaza cu mare viteza pe pantele conului vulcanic, cu efecte devastatoare. Un astfel de fenomen s-a intamplat la eruptia vulcanului Montserrat care au surprins 35 de peroane care practicau turismul vulcanic, desi acesta era in activitate.

Caderile de cenusa vulcanica afecteaza teritorii largi in jurul vulcanilor, ducand la distrugerea vegetatiei, a culturilor agricole, moartea animalelor, prabusirea cladirilor (cand grosimea si greutatea stratului de cenusa este considerabila) s.a.

Gazele emise de vulcani sunt in unele cazuri toxice (in general au un puternic miros de sulf); foarte periculos este dioxidul de carbon care se poate acumula in zonele depresionare, provocand victime prin asfixiere; Este cunoscut cazul din Camerun, in localitatea unde din lacul existent in crater s-a eliberat brusc o cantitate mare de gaze, in principal dioxid de carbon, ucicind populatiasi animalele satului din apropiere. Emisia s-a produs in cursul noptii astfel incat nu au existat supravietuitori.

Cutremurele de pamant insotesc adesea eruptiile vulcanice, ca fenomene precursoare si ca indicii, ca elemente de prognoza a acestora;

Lahar-urile sau curgerile noroioase constituie o categorie de efecte secundare ale fenomenelor vulcanice, insa deosebit de periculoase; ele se produc prin amestecul materialelor vulcanice, in special a cenusii, cu apa provenita din ploi, topirea zapezii si a ghetii ori din deversarea unor lacuri situate in crater si deplasarea cu viteza mare pe versantii conului, avand un potential distructiv deosebit (cazul vulcanului Nevado del Ruiz din Mexic, 1985, cand un torent de noroi a distrus 4500 de case si a ucis 25 000 de persoane);

Alunecarile de teren pot, de asemenea, constitui efecte secundare ale fenomenelor vulcanice, producandu-se in urma ruperii unor parti din conul vulcanului datorita presiunilor uriase generate de lava in ascensiune si de gazele supraincalzite.

Eruptiilor vulcanice le sunt atribuite circa 350 000 victime incepand cu zorii civilizatiei umane. Aceasta cifra nu reprezinta decat jumatate din decesele cauzate de cutremurele de pamant dintr-un singur an, 1976, cel mai ucigator fara indoiala din cate se cunosc pana in prezent.

Numarul vulcanilor susceptibili de a se activa este de doua-trei ori mai mare decat numarul celor considerati deja activi. Patru cincimi din acestia apartin "centurii de foc" a Pacificului si sunt cei mai periculosi, din cauza vascozitatii lavelor si a stilului eruptiv exploziv.

Doar cu cateva exceptii, chiar si vulcanii cei mai activi dormiteaza in cea mai mare parte a timpului. Perioadele de repaos sunt in mod tipic de 10 pana la 100 de ori mai lungi decat perioadele de eruptie. Acestea din urma sunt anuntate de o serie de semne precursoare. Croindu-si drumul spre suprafata, magma provoaca cutremure, bombarea edificiului vulcanic, fumarole. Cu toate acestea chiar si pentru un vulcan a carui istorie eruptiva este cunoscuta, este imposibil sa se prevada data eruptiei si tipul acesteia. Situatia eruptiva si scenariile de evolutie trebuiesc evaluate de la o zi la alta.

O notiune pertinenta este frecventa unui tip de eveniment: conform unei legi foarte generale, probabilitatea producerii unui fenomen este o functie exponentiala descrescatoare din energia acestuia. Eruptiile cele mai violente sunt cele mai rare si, deci, cele mai putin cunoscute, in timp ce eruptiile mici se produc aproape tot timpul.

Se pune intrebarea daca exista si alte tipuri de manifestari vulcanice violente, in afara celor recent cunoscute. In acest caz, este posibil sa avem de-a face cu evenimente cataclismice (cum sunt cele raspunzatoare de ejectarea celor 10 000 kilometri cubi de lave in Yellostone (SUA) acum doua milioane de ani). Aceste curgeri gigantice reveleaza evenimente care se produc la scara a o suta de mii de ani.

Eruptii de tip Krakatau sau Tambora se repeta la scara sutelor sau miilor de ani si se vor reproduce intr-un viitor destul de apropiat. Din cauza densitatilor ridicate de populatie, regiunile care prezinta numerosi vulcani, precum Asia de Sud-Est, sunt foarte vulnerabile. Datorita cresterii demografice si economice, pierderile umane si materiale vor fi mai importante astazi decat in trecut.  Caderile de cenusa si valurile tsunami devastatoare induse de marile prabusiri continua sa ramana inevitabile in proximitatea vulcanilor respectivi. Regiuni vaste vor resimti efectele pulberilor si aerosolilor chiar pe parcursul mai multor ani. Incidenta asupra sanatatii publice, transporturilor aeriene si a altor activitati economice va fi cu atat mai semnificativa cu cat nici o masura de preventie nu se intrevede deocamdata.