Sopka

Korjacká sopka na ruské Kamčatce.
Erupce kurilské Raikoke (2019).
Národní park Bromo Tengger Semeru na východě indonéského ostrova Jáva se sopkami Bromo (vlevo) a Semeru (v pozadí).

Sopka či také vulkán je porucha povrchu planety či měsíce, kudy se na povrch dostává směs roztavených hornin (magma) a sopečných plynů z hlouběji umístěného magmatického rezervoáru. Samotný termín sopka je často používán pro označení tělesa ve tvaru kuželovité hory,[1] nicméně jsou známy i druhy sopek, které žádný kužel nevytváří. Tvar je především závislý na složení magmatu, charakteru a intenzitě sopečné erupce. Na Zemi se sopky nejčastěji vyskytují podél okrajů tektonických desek a nad tzv. horkými skvrnami, situovanými mimo tyto okraje, což vysvětluje teorie o deskové tektonice.[2] Jinými formami jsou například bahenní sopky (ty až na pár výjimek nesouvisí se sopečnou činností) nebo kryovulkány, vyskytující se na některých měsíců sluneční soustavy: Europa, Enceladus, Triton, Titan.[3] Věda, zkoumající sopečnou činnost, se nazývá vulkanologie.

V okolí sopek žije dohromady více než miliarda lidí (15 % světové populace).[4] Sopečné erupce, doprovázené nebezpečnými jevy, byly během dějin zodpovědné za řadu nechvalně známých přírodních katastrof. Masivní vulkanismus v dávné historii Země způsobil intenzivní klimatické změny, což následně vedlo k vymírání druhů.[5] Ovšem sopky nemají pouze destruktivní účinky, pro život a pro člověka jsou v mnoha ohledech také velmi přínosné. Podporují cestovní ruch, umožňují využívat jejich geotermální energii k výrobě elektřiny, vulkanické materiály se hojně používají ve stavebnictví a průmyslu. Zvětralá vulkanická hornina včetně sopečného popelu zúrodňuje půdu a čerstvě zformované ostrovy poskytují nedotčený životní prostor pro živočichy a rostliny.[3][6]

Etymologie

Italský ostrov Vulcano.

Český výraz sopka vznikl v 1. polovině 19. století, kdy ho Jan Svatopluk Presl převzal od ruského сопка (sópka). Rovněž etymologicky souvisí se slovem sypat.[7]

V češtině velice často používané synonymum vulkán je odvozeno od Vulcano, sopečného ostrova náležící k Liparským ostrovům v Itálii. Jeho název pochází od Vulcana, boha ohně a kovářství z římské mytologie.[8]

Vznik sopek a jejich rozšíření

Zdroj vulkanismu

Znázornění plášťové konvekce.
Konvekční proudění v plášti.

Vnitřní teplo Země je nejdůležitějším prvkem pro existenci sopek. Jeho zdrojem je tzv. primordiální a radiogenní teplo.[9] První z nich pochází z dob před 4,6 miliardami let, kdy se naše planeta zformovala pomocí akrece protoplanetárního disku a zároveň ze srážky s protoplanetou Theiou před 4,5 miliardami let.[10] Mladá Země byla již od svého vzniku silně bombardována planetkami a kometami, což generovalo další energii.[11] Radiogenní teplo pochází z rozpadu radioaktivních izotopů prvků s dlouhým poločasem rozpadu (zejména uranu 238, uranu 235, thoria 232 a draslíku 40) a dodnes je tímto procesem stimulováno.[12][13][14] Teplota mezi vnitřním jádrem a vnějším jádrem Země dosahuje 5 430 °C,[15] zatímco teplota zemského pláště se pohybuje od 1 300 °C do 3 500 °C.[16][17][18] Žhavý vnitřek Země není v tepelné rovnováze vůči okolnímu vesmíru, tudíž naše planeta neustále ztrácí své vnitřní teplo, které putuje z jádra směrem na povrch a do kosmického prostoru. Průměrný tepelný tok na zemském povrchu činní 87 mW/m² (65 mW/m² na kontinentální a 101 mW/m² na oceánské kůře).[19]

Zdrojem vulkanismu na Zemi je zemský plášť, situovaný mezi zemskou kůrou a vnějším jádrem.[20] Ten je vlivem vysokého litostatického tlaku spíše pevný, přestože z dlouhodobého (geologického) hlediska se chová jako viskózní tekutina.[21] Kvůli teplotnímu rozdílu mezi zemským povrchem a vnějším jádrem dochází v plášti k cirkulaci materiálu, prostřednictvím plášťové konvekce – hnací síly vulkanismu. Ta je rovněž příčinou pohybu tektonických desek po povrchu Země.[22] Jedná se o velmi pomalý pohyb křemičitanové hmoty pláště, způsobený konvekčními proudy, přenášejícími teplo z nitra směrem ke kůře. Rychlost proudění dosahuje 5 cm/rok a dokončení jednoho oběhu trvá přibližně 240 milionů let.[23] Žhavější materiál díky své nižší hustotě stoupá vzhůru, zatímco relativně chladnější materiál klesá dolů. Pohyb směrem dolů nastává na konvergentním rozhraní tektonických desek (subdukční zóny), zatímco pohyb nahoru na divergentním rozhraní, výjimečně uprostřed desky (horké skvrny), což má zásadní vliv na charakter vulkanismu na povrchu. Konvekce zemského pláště je z hlediska dynamiky kapalin chaotický proces, o kterém se předpokládá, že je nedílnou součástí pohybu desek. Jejich pohyb by se neměl zaměňovat s kontinentálním driftem, který je jen částí celého procesu. Pohyby litosféry a spodního pláště jsou propojeny, protože sestupná litosféra je základní složkou konvekce v plášti. Pozorovaný kontinentální drift je komplikovaný vztah mezi silami způsobujícími pokles oceánské litosféry a pohyby v zemském plášti.

Magma pochází z horní části zemského pláště, v tzv. astenosféře, kde panují vhodné podmínky pro jeho vznik. Teplota je tam dostatečně vysoká (1 400 °C) a tlak dostatečně nízký na to, aby se hornina částečně roztavila. Tato tavenina pak díky své menší hustotě vůči okolnímu prostředí stoupá k povrchu, zejména v okrajových oblastech litosférických desek, kde dochází k porušení kůry. Na zemský povrch se výlevnými erupcemi dostává jako málo viskózní čedičová láva, zpravidla na středooceánských hřbetech.[24][25][26] Magma také vzniká v místech konvergentního rozhraní v subdukčních zónách, kde se jedna deska podsouvá pod druhou.

Tektonika

Znázornění deskové tektoniky.

Divergentní rozhraní desek

Divergentního rozhraní se středooceánským hřbetem.

75 % vulkanismu se soustředí na divergentním hranicích (riftech) tektonických desek. Jedná se o rozhraní, od něhož se obě desky postupně vzdalují. Podél této poruchy vystupuje plášťové magma, čímž přirůstá nová hmota desek. Starší horniny jsou odtlačovány do stran a v obou směrech se vzdalují od riftové zóny.[27][28] Horniny, které vznikly tímto způsobem, tvoří asi 2/3 zemského povrchu.

  • Oceánský rift: leží v oceánské litosféře. Na hranici oddalujících desek magma lehce narušuje a proniká přes oslabenou oceánskou kůru a na povrch se dostává systémem zlomů. Tam tuhne a vytváří středooceánské hřbety, přičemž vodorovně proudící materiál pláště od sebe desky postupně oddaluje. Výstup roztavené horniny tu probíhá z velkých hloubek (až ze spodní hranice zemského pláště). Jedná se o tzv. primitivní magma, neboť má poměrně jednotvárné čedičové složení. Obsahuje nízké koncentrace neslučitelných prvků (prvky, které se při ochlazení magmatu nezakomponují do krystalizujících minerálů, ale zůstávají v tavenině: rubidium, baryum, uran, thorium, tantal, sodík či draslík).[29] Sopky na divergentních rozhraní se nevyznačují silnými explozivními erupcemi, neboť magma je málo viskózní (dobře tekuté) a obsahuje málo rozpuštěných plynů. Sopečné erupce jsou výlevné, tedy plynulejší a klidnější, přičemž na dně oceánů neprodukují velké množství páry. Doprovodná zemětřesení jsou slabší než v subdukčních zónách. Teplota lávy je obvykle vysoká (1 100 až 1 200 °C), protože tavenina obsahuje hodně hořčíku a kovů (železo a mangan). Běžným doprovodným projevem sopeční aktivity je v tomto prostředí vysoká hydrotermální aktivita, jejímž typickým představitelem jsou černí kuřáci. Známým příkladem oceánské riftové zóny je středoatlantský či jihovýchodní indický hřbet. Jelikož vulkanismus na divergentních rozhraních oceánských deskách je většinou podmořský a ve velkých hloubkách, tak nad hladinou ho lze pozorovat jen občas. Takovými lokalitami jsou ostrovy Island či Tristan da Cunha.[30]
Vývoj divergentního rozhraní v kontinentální litosféře, vedoucí ke vzniku nového oceánu.
  • kontinentální rift: leží v kontinentální litosféře, což někdy může vést až k rozdělení kontinentu a otevření nového moře či oceánu mezi oddělenými bloky kontinentální litosféry. Typickým příkladem kontinentálních riftových zón je Velká příkopová propadlina ve východní části Afriky či Rudé moře, jenž už je v pokročilejší fázi. Magma z pláště tu musí procházet přes tlustou kontinentální kůru, přičemž se mění jeho primitivní složení. Vulkanity riftových zón mají většinou mafický charakter. Nevyskytují se zde jen mafická čedičová magmata, ale také intermediální (andezitová) či felsické (ryolitová).[31] Některé mají velmi netypické složení, například karbonatitové. Vulkán Ol Doinyo Lengai v Tanzanii je jediná aktivní sopka světa, která takový druh lávy produkuje.[32]

Konvergentní rozhraní desek

Konvergentní rozhraní (subdukce).

Na konvergentním rozhraní se dvě tektonické desky pohybují proti sobě. Pokud těmito deskami jsou dvě oceánské, anebo kontinentální a oceánská, nastává tzv. subdukce (naopak při střetu dvou kontinentálních desek k subdukci nedochází, ale nastane tzv. kolize). Při ní se těžší deska (oceánská) podsouvá pod druhou. I zde je vulkanismus velmi častý. Do zemského nitra se kromě hmoty vlastní subdukující desky dostává také mořská voda či sedimenty, jenž se předtím na dně usazovaly po miliony let. V hloubce přibližně 100 km dochází k jejímu tavení a následné dehydrataci. Uniknuvší voda v podobě páry snižuje bod tavení okolní horniny. Zároveň prostupuje pláštěm, který má jiné složení než oceánská kůra. Vysoký tlak a teplota vodní páry zapříčiňuje parciální tavení okolních hornin. Magma tohoto typu se nazývá vápenato-alkalické. Čerstvá tavenina díky své nižší hustotě směřuje k povrchu skrz pukliny v tektonické desce a cestou taví žulovou a sedimentární část zemské kůry. Magma má nižší teplotu (800 až 900 °C), vysokou viskozitu (málo tekuté) a složení může být různé, od čedičového přes andezitové, dacitové až po ryolitové. Obsahuje mnoho rozpuštěných plynů, proto jsou jeho erupce často vysoce explozivní, někdy i velmi mohutné intenzity. Na povrchu vlivem vysoké viskozity vytváří kuželovité sopky se strmými svahy (tzv. stratovulkány). Sopečná činnost je špatně předvídatelná (nejistá délka trvání období činnosti a období spánku) a provázejí ji četná a silná zemětřesení. U sopek se střídá explozivní a výlevný vulkanismus. Typickým příkladem oblasti s konvergentními rozhraními je Ohnivý kruh.[33] Nachází se zde vulkány jako Fudži, Mount St. Helens, Mount Rainier nebo Popocatépetl.

Horké skvrny

Stacionární horká skvrna s pohybující se litosférou.

Horké skvrny představují vnitrodeskový vulkanismus, odehrávající se daleko od okrajů tektonických desek a jsou víceméně nezávislé vůči pochodům, které tam probíhají. Tepelný tok pod horkými skvrnami je výrazně větší než v jiných oblastech (odtud název). Jejich princip a příčinou je výstup horkých plášťových chocholů přes zemskou kůru.[34] Ty jsou zdrojem taveniny, která vyplňuje místo pod litosférou, nelze si je však představovat jako jednoduché bodové zdroje tepla, někdy se jedná o oblast o průměru více než 100 km.[35] Vzhledem k tomu, že poloha horké skvrny je víceméně konstantní, ale litosférická deska se nad ní pohybuje, vytváří se tak dlouhý řetězec sopek. Jak se každý jednotlivý vulkán během milionů let od horké skvrny vzdaluje, vede to k postupnému přerušení přívodu až nakonec definitivně vyhasne. Dobrými příklady jsou Havajské ostrovy nebo Galapágy v Tichém oceánu. Magma horkých skvrn má obyčejně čedičové složení, nízkou viskozitu a od těch na divergentních rozhraních se chemicky a izotopově liší. Parciální tavení má za následek vznik velkých objemů roztavené horniny. Dalšími příklady horkých skvrn jsou Piton de la Fournaise v Indickém oceánu, Laacher See v Německu nebo Yellowstonská kaldera v USA.[36] Island jako výsledek takového vulkanismu je trochu složitější příklad, protože se tam nachází kombinace horké skvrny a divergentního rozhraní, čímž je minerální a chemické složení magmatu odlišné. Mezi vnitrodeskové vulkanity je možné řadit i rozsáhlé výlevné erupce platóbazaltů (čediče), u kterých je způsob vzniku zřejmě příbuzný vulkanitům vázaných na horké skvrny. Známé jsou ze Sibiře (Sibiřské trapy) anebo z Indie (Dekkánské trapy).[31] Horké skvrny jsou zřejmě také důležitým činitelem při rozpadech superkontinentů.[37]

Počet sopek

Na celém světě je známo asi 1 350 až 1 450 potenciálně aktivních sopek (vyjma souvislých pásů sopek na divergentních rozhraní na dně oceánů), z nichž v historické době vybuchlo asi 500.[38] Jelikož sledují hranice litosférických desek, jsou situovány v linii podél nich. Zhruba 3/4 z nich leží na konvergentních okrajů desek, většina podél pobřeží Tichého oceánu, v pásu zvaném Ohnivý kruh.[2] Jedná se o zlomovou linii vícero tektonických desek, obklopující v délce 40 tisíc kilometrů téměř celý Tichý oceán. Vyskytuje se tam 75 % všech známých aktivních sopek a dochází tam k 90 % všech zemětřesení na světě.[39][40]

Celkový počet sopek není znám, neboť dno oceánů není dostatečně probádané a detekce sopečných erupcí je špatně odhalitelná. Podle islandského vulkanologa Haraldur Sigurðssona mají suchozemské sopky zhruba 10–20% zastoupení.[3] Jiné odhady jsou založené na analogii Islandu, což je vystupující část Středoatlantického hřbetu nad hladinou oceánu a kde se nachází asi 70 sopek. Pokud by se stejný poměr vůči rozloze aplikoval na všechny středooceánské hřbety, mohlo by pod mořskou hladinou existovat několik tisíc vulkánů (podle některých odhadů dokonce více než jeden milion).[2][41]

Základní struktura sopky

1. oblak popela a plynů, 2. lávová bomba, 3. sopouch, 4. parazitický kráter, 5. vrch, 6. fumarola, 7. sopečný kráter, 8. svah, 9.vrstva pyroklastik, 10. vrstva ztuhlé lávy, 11. lávový proud/příkrov, 12. magmatický krb.
  • Magmatický krb – je podzemní rezervoár, ležící v zemské kůře. Shromažďuje se v něm roztavené magma, které se tam dostává výstupem ze zemského pláště z větších hloubek. Většina magmatických krbů se situuje v hloubce 5–30 km a jejich objem se pohybuje v desítkách, někdy i tisíců km³. Některé vulkány mají několik magmatických komor, ležící v různých hloubkách. Tavenina může být v krbu rozvrstvená na základě své hustoty. Jakmile je magma schopné najít si cestu vzhůru a dostane se na povrch, nastává sopečná erupce. Tu může vyvolat přísun roztavené horniny. Další možností je intruze nového magmatu jiného složení z větších hloubek. Po smíchání s tím stávajícím to může vést k nárůstu tlaku v magmatické komoře. Erupci může vyvolat i dlouhodobé setrvání taveniny v krbu. Během toho nastává pomalý proces tzv. magmatická diferenciace, kdy se obsah rozvrství v důsledku rozdílných podmínek krystalizace různých minerálů. Krystalizace části objemu jednak mění jeho vlastnosti, jednak zvyšuje množství plynů a tím vzrůstá tlak, což může opět vyvolat sopečnou erupcí.[42]
  • Sopouch – je kanál (přívodní dráha) spojující magmatický krb a sopečný kráter, kudy magma stoupá k povrchu.
  • Sopečný kráter – je kónická prohlubeň, kudy se ze sopouchu na povrch dostává vulkanický materiál a sopečné plyny. Jeho výsledný tvar, velikost a hloubka se liší podle chemismu magmatu, charakteru a síly erupce.
  • Sopečný kužel – je vulkanický útvar kónického tvaru na zemském povrchu. Na jeho tvar má výrazný vliv složení magmatu a charakter erupcí. Patří sem stratovulkány, štítové sopky, sypané kužele, spečené kužele, tufové kužele, tufové prstence a hornita.

Rozdělení sopek

Podle geografické polohy

Suchozemské vulkány

Suchozemské (terestrické) sopky jsou všechny vulkány nad hladinou moří a oceánů.

Subglaciální vulkány

Odplynění ledovcem pokrytého stratovulkánu Makushin na Aljašce.

Subglaciální sopka je vulkán, který je z větší části nebo kompletně pokryty ledovcem či ledovým příkrovem. Nejhojněji se nachází na Islandu a na Antarktidě. Starší (již bez ledovce) lze nalézt také v Britské Kolumbii a Yukonu v Kanadě. Mají charakteristický tvar stolové hory s plochým vrcholem a strmými postranními svahy. Subglaciální sopky tohoto netypického tvaru se nazývají tuya (pojmenované podle kanadské Tuya Butte) anebo mobergy (na Islandu).[43][44] Během erupce dochází vlivem tepla k roztavení nadložního ledu a voda lávu rychle ochlazuje. Ta tuhne do tvarů, podobající se polštářové lávě, produkované podmořskými sopkami. Množství vody může být natolik velké, že může prorazit skrz ledovec a způsobit masivní povodně, zvané jökulhlaupy. Jejich průtok může být dosahovat tisíců někdy i sta tisíců m³/s, čímž se mohou vyrovnat průtoku řeky Amazonky. Pokud následně dojde k subaerilní erupce, může vulkán nabývat konvekčního kuželovitého tvaru.

Podmořské vulkány

Erupce vulkánu West Mata poblíž Tongy, ležící v hloubce 1 170 m.

Podmořské (submarinní) sopky jsou vulkány, které se nachází pod hladinou moří a oceánů. Kvůli špatné přístupnosti jsou mnohem méně prozkoumány než ty suchozemské. Dosud jich bylo objeveno asi 120, u nichž byla v holocénu potvrzena sopečná aktivita.[45] Zhruba 75 % vulkanismu na Zemi se odehrává na mořském dně. Podle odborníků by tam tak mohlo existovat několik tisíc (dle některých výzkumů více než milion) geologicky mladých sopek.[46] Ty, jež se nacházejí ve velkých hloubkách, je velmi obtížné objevit, neboť sopečná aktivita nezanechává na hladině žádné stopy. Explozivitu erupcí, kdy se z magmatu snaží unikat sopečné plyny a pára, totiž utlumuje hydrostatický tlak vodního sloupce. Přesto je možné je detekovat pomocí hydrofonu. Nejhlouběji umístěná sopka byla objevena poblíž Mariánských ostrovů v hloubkách od 4 050 do 4 450 m, jejíž erupce měla za následek lávový proud o délce 7,3 km a maximální tloušťce 138 m.[47] Oproti tomu vulkány v mělkých vodách lze odhalit podstatně jednodušeji, kdy je mohou prozradit samotné erupce, oblaka par, pemzové vory nebo zbarvování mořské vody sopečnými plyny.

Výlevný vulkanismus je spojen s produkcí polštářové lávy a tvoří většinu mořského dna. V blízkosti podmořských sopek se často nacházejí hydrotermální průduchy (černí kuřáci), vypouštějící přehřátou vodu bohatou na minerály. Těmi se živí chemotrofní organismy a černí kuřáci tak kolem sebe umožňují fungování celého ekosystému. Postupem času se podmořské sopky mohou natolik zvětšit, že jejich vrchol pronikne nad hladinu, čímž vznikají vulkanické ostrovy či souostroví. Mezi ně patří například Havajské ostrovy, Galapágy, Kanárské ostrovy, Azory, Réunion či Bermudy. Pokud vulkán vyhasne, začne ostrov kvůli vodní erozi zvětrávat. S přibývajícím časem zcela zanikne a na místě zůstane torzo v podobě atolu, kam se řadí třeba Maledivy, Bikini nebo Wake. Podobný osud čeká i Havajské ostrovy. Zároveň se očekává, že podmořský vulkán Loihi, nacházející se 35 km jihovýchodně od Havaje, se za 10–100 tisíc let dostane nad hladinu a vytvoří nový Havajský ostrov. V současnosti jeho vrchol spočívá v hloubce 975 m.[48]

V důsledku činnosti platóbazaltů (masivních výlevných erupcí) vznikají velké magmatické provincie, tvořící masivní oceánské plošiny.

Podle aktivity

Etna, ležící na italské Sicílii, patří mezi nejaktivnější sopky světa.

Mezi vulkanology neexistuje všeobecná shoda na definování toho, zda je sopka aktivní, spící nebo vyhaslá.[49] Problém je v tom, že interval mezi jednotlivými erupcemi není pravidelný. K těm může dojít několikrát do roka nebo jen jednou za 10 tisíc let.[50] Navíc délka existence jednotlivého vulkánu se dokáže pohybovat od několika měsíců do několika milionů let.[51] U mnoho z nich došlo za posledních několik tisíc let k nemalému počtu erupcí, ale v současné době nevykazují žádné známky činnosti. Z geologického (dlouhodobého) pohledu jsou de facto velmi aktivní, ovšem podle délky lidského života nikoliv.[52]

Aktivní

Vědci pokládají sopku za aktivní v případě, že během nedávné historie alespoň jednou eruptovala (což není jednoznačné, neboť různé vulkanologické instituty daný čas definují odlišně – od 200 do 10 000 let). Samozřejmě za aktivní se rovněž považuje vulkán, který je momentálně činný – s právě probíhající erupcí (respektive eruptivní fází), případně se zvýšeným únikem plynů.[50][53]

Letecký pohled na Kilimandžáro, spící vulkán v Tanzanii.
Ruský Viljučinskij na Kamčatském poloostrově se považuje za již vyhaslý.

Spící

Za spící se považuje ta, u níž poslední sopečná erupce nastala před dlouhou dobou, ale v budoucnu je pravděpodobné, že vybuchne znova. Spící vulkán je de facto aktivní sopka s dlouhým obdobím klidu. Ovšem rozeznat spící od vyhaslé bývá obtížné, neboť nečinné mohou zůstat stovky či tisíce let. Proto byly některé spící vulkány z důvodu absence písemných záznamů o jejich erupční aktivitě často považovány za vyhaslé.[54][50][53] Například až do osudného roku 79 byl italský Vesuv podle starověkých Římanů vyhaslý, pokrývaly ho dokonce vinice a zahrady, dokud téhož roku nezničil přilehlá města Pompeje a Herculaneum svou nechvalně proslulou erupcí. Také nenápadná filipínská Pinatubo byla do roku 1991 pro okolní komunity takřka neznámá. Po více než 500 let dlouhém období spánku zarostl celý její povrch hustým deštným pralesem. V červnu 1991 zapříčinila 2. největší sopečnou erupci 20. století, jež zdevastovala okolní oblast a ovlivnila globální klima. Sinabung v Indonésii zůstala zhruba 1 200 let nečinná a v roce 2010 se náhle probrala k životu.[55] Podobná situace nastala také v roce 2006 u aljašské Fourpeaked, která měla poslední datovanou erupci někdy okolo 8000 př. n. l. a do té doby se mělo za to, že nejspíš vyhasla.

Poněkud extrémnějším případem jsou supervulkány. Yellowstonský vulkán prodělal poslední erupci před 70 tisíci roky (poslední erupce s indexem VEI 8 před 630 tisíci lety), nicméně ani zdaleka se nedá prohlásit za vyhaslý.[56][57][53]

Vyhaslé

Vyhaslá sopka je ta, u které už nikdy nedojde k sopečné činnosti, neboť u ní zanikl přívod či zásoby magmatu.[54] Dobrými příklady jsou vyhaslé vulkány v řetězci Havajských ostrovů mimo současnou pozici tamější horké skvrny. Dále pak Shiprock v Novém Mexiku, Monte Vulture v Itálii, Castle Rock ve Skotsku s Edinburským hradem na svém vrcholu anebo zaniklé české sopky jako Říp v Polabí, Chmelník v Děčíně či Komorní hůrka a Železná hůrka na Chebsku.[58][59][60][61][62]

Zda je sopka skutečně vyhaslá, je opět obtížné určit. Vzhledem k tomu, že supervulkány dokáží existovat několik milionů let a jednotlivé erupce od sebe dělí desítky tisíc let, jsou proto považovány za spící, přestože běžná sopka by za takové situace byla pokládaná za již vyhaslou.

Podle typu sopky

Stratovulkán

Stratovulkán Fudži, Japonsko.

Stratovulkány (nebo také kompozitní sopky) jsou vysoké kuželovité hory s příkrými svahy a sopečným kráterem na vrcholu. Slovo „strato“ pochází z latinského stratum (= vrstva). Formuje je střídavé ukládání lávových proudů (při efuzivní aktivitě) a pyroklastik (při explozivní aktivitě). Jsou pro ně charakteristická značně viskózní (dáno vysokým obsahem oxidu křemičitého SiO2) a málo mobilní magmata felsického (ryolitová a dacitová) či intermediálního (andezitová) složení. To má za následek vznik kuželovité struktury, jejíž svahy mohou mít sklon 30–35° (sopka Mayon na Filipínách dokonce 35–40°).[63] Výsledný úhel svahů je dán tzv. úhlem vnitřního tření materiálu, které vulkanické těleso tvoří. Stratovulkány nutně nemusí produkovat pouze felsické nebo intermediální magma. Ve vulkanickém centru Lassen v USA lze nalézt různorodé složení, od čediče až po ryolit. Italský Vesuv mezi roky 16311944 produkoval efuzivní aktivitou výhradně čedičové magma. Obecně bývají erupce stratovulkánů převážně explozivního typu, což je dáno vysokým obsahem sopečných plynů, které z viskózního magmatu nemohou volně unikat. To zahrnuje erupce zejména strombolského, vulkánského, peléjského či pliniovského typu. Většina sopečné aktivity se odehrává z centrálního kráteru, příležitostně z parazitických kuželů na úbočích. Přívod magmatu se během „života“ sopky může přesouvat a umožňuje tak vznik vícero, navzájem se překrývajících sopečných těles, odborně nazývanými vulkanickými komplexy. Typický stratovulkán dosahuje výšky zhruba 1–3 km a objemu 10–100 km³. Jsou však známy případy mnohem větších vulkanických těles. Třeba ruská Ključevskaja na poloostrově Kamčatka má objem 250 km³ a Mount Shasta v Kalifornii až 300 km³. Největší stratovulkánem světa je Kilimandžáro v Tanzanii, jenž tvoří 5 000 km³ hornin. Kompozitní sopky jsou (společně se supervulkány) původci pliniovských (respektive ultrapliniovských) erupcí – největších erupcí explozivního charakteru, které v minulosti způsobily mnoho tragických katastrof. Bezprostředně před koncem těchto masivních erupcí se nadloží částečně vyprázdněného magmatického krbu zhroutí do uvolněného prostoru, což se na povrchu projeví kolapsem vulkanického tělesa a vzniku kaldery. Některé sopky prodělávají opakující se cykly růstu a kolapsu. Mezi nejznámější stratovulkány patří Vesuv a Etna v Itálii, Fudži v Japonsku, Mount St. Helens v USA, Popocatépetl v Mexiku nebo Krakatoa v Indonésii.[3]

Stratovulkány lze morfologicky dále rozlišovat na:

  1. Vysoké kužele se strmými svahy, například Fudži, Mount Hood (Oregon, USA) nebo El Misti (Peru), Mayon (Filipíny).
  2. Asymetrické kužele, širší až hřebenovitá sopečná tělesa nebo podkužele. Patří sem Lascar (Chile) a Ruapehu (Nový Zéland).
  3. Složená tělesa nebo masivy vybudované z překrývajících se těles, tvořících zřetelně oddělený masiv z jiných velkých sopek. Například Aucan quilcha (Chile), Coropuna (Peru), Tongariro (Nový Zéland).[3]

Štítová sopka

Štítová sopka Mauna Kea, Havaj.

Štítové sopky mají tvar kužele, s plochým vrcholem, velmi širokou základnou a velmi nízkým sklonem svahů, pohybující se nejčastěji mezi 4° až 8°. Jsou budovány téměř výhradně z málo viskózní lávy mafického složení, obsahující málo oxidu křemičitého, která se na zemský povrch dostává prostřednictvím efuzivních (výlevných) erupcí, přičemž příležitostné se mohou objevit lávové fontány. Lávové proudy štítových sopek jsou velmi mobilní a schopné od místa výlevu urazit velké vzdálenosti, díky čemuž sopka získává svůj nízkoprofilový tvar, připomínající štít. Erupce explozivního charakteru bývají velmi neobvyklé, naopak zde dominují poklidnější erupce havajského nebo islandského typu. Havajský kumulativně budují masiv sopky, kdežto islandský vykazuje podobnou aktivitu, ale pochází z dlouhých, paralelně situovaných trhlin a budované masivy jsou z topografického hlediska méně výrazné. Podobně jako stratovulkány může být vrcholová část štítových sopek zakončena sopečným kráterem nebo kalderou (mnohdy se strmými okraji).[2] Na rozdíl od nich však některé dokáží nabýt mnohem větších rozměrů. Mauna Kea na Havaji dosahuje nadmořské výšky 4 207 m. Jenomže okolní vody Tichého oceánu jsou hluboké 6 km, takže celková výška hory činní 10 203 metrů. V rámci měření výšky od základny po vrchol to z ní dělá nejvyšší horu světa, neboť Mount Everest přesahuje svou základnu jen o 3 650 až 4 650 m.[64] Sousední Mauna Loa má odhadovaný objem 75 tisíc km³.[65] Obě hory svojí váhou společně stlačují oceánskou kůru až o 6 km.

Štítové sopky lze nalézt: na Havaji (Mauna Kea, Mauna Loa a Kilauea), na Galapágách (La Cumbre, Wolf a Sierra Negra), na Islandu (Skjaldbreiður a Trölladyngja) a ve Východní Africe (Nyamuragira, Erta Ale a Menengai). Většina štítových vulkánů se nachází na dně oceánů. Ačkoliv se soustředí převážně na divergentní rozhraní tektonických desek nebo horké skvrny, tak některé se vyskytují i na konvergentním rozhraní u subdukčních zón. Takové sopky lze nalézt v amerických státech Kalifornie a Oregon. Za zmínku stojí Pelican Butte, Belknap Crater či některé vulkány v Národním parku Lassen Volcanic.[3]

Kaldera

10 km široká kaldera s jezerem Crater Lake v americkém Oregonu, jež vznikla před 7 700 lety mohutnou erupcí, jež vyvrhla 50 km³ materiálu.

Kaldera je útvar na zemském povrchu, který má půdorysný tvar kruhové nebo elipsovité prohlubně, ohraničenou vysokými skalními stěnami na okraji. Vzniká gravitačním zhroucením (tzv. kalderizací) nadložních vrstev do uvolněného prostoru částečně vyprázdněného magmatického krbu v závěru silné sopečné erupce. Rozměry závisí na množství vyvržené hmoty a povaze erupce. Šířka se pohybuje od několik kilometrů do desítek kilometrů, přičemž hloubka dosahuje několik set metrů.[3][66] Ačkoliv je podobná sopečnému kráteru, jedná se o zcela jiný útvar.[67] Kalderizace je nejčastěji spojována s katastrofálnímu explozivními erupcemi pliniovského typu, dosahující minimálně indexu VEI 5, kdy objem vyvrženin překračuje 1 km³.[68] Během toho obyčejně dochází k částečnému nebo úplnému zániku původního sopečného tělesa (Mount Mazama před 7 700 lety, Tambora 1815, Pinatubo 1991). Proces neprovází pouze explozivní erupce, ale taktéž i některé efuzivní na štítových vulkánech. Zvláštností je, že kalderizace u nich probíhá postupně, relativně déle a již u nízkoobjemových událostí. Sopka Fernandina na Galapágách iniciovala v roce 1968 výlev 0,2 km³ čedičové lávy, což následně zapříčinil kolaps její vrcholové části do prohlubně o průměru 5 km a hloubce 300 m.[3] Přestože každý rok dojde na Zemi zhruba k 60–80 sopečným výbuchům u 50–70 sopek,[69] patří zformování kaldery k relativně vzácným jevům, k nimž dochází pouze párkrát za století. Mezi lety 1911 a 2018 se odehrály pouze 8 krát.[70][71] Po skončení erupce bývají působením srážek a podzemních vod často vyplněny kalderovým jezerem. S pokračující vulkanickou aktivitou se na jejich dně mohou objevit lávové dómy či může započít růst zcela nového kuželu (tzv. somma),[2][72] přičemž přísun nového materiálu je schopný v určitém časovém horizontu kalderu částečně nebo zcela zaplnit. V případě další silné erupce se může nová kaldera zformovat uvnitř stávající anebo se mohou navzájem překrývat.[73] Kaldery se rovněž utváří během mimořádně silných erupcí supervulkánů o síle VEI 8, kdy dojde vyvrhnutí více než 1 000 km³ sopečného materiálu.[74] K takovým událostem však dochází pouze jednou za několik desítek tisíc let[75] (na posledy před 25 600 lety). Velikost těchto kalder výrazně překračuje velikost kalder u běžných sopek. Například Yellowstonská kaldera má rozměry 70 × 45 km, zatímco kaldera Toby dokonce 100 × 30 km.[76][77]

Supervulkán

Umělá představa ohromného magmatického krbu pod Yellowstonským národním parkem.
Kaldera Toby v Indonésii, s rozměry 100×30 km, vznikla před 74 tisíci roky.

Supervulkán je sopka, která alespoň jednou v historii způsobila erupci, při níž bylo vyvrženo více než 1 000 km³ (index VEI 8) sopečných produktů. Nutno však dodat, že většina erupcí supervulkánů takové intenzity nedosahuje a neovyklá není ani poklidná produkce lávových proudů. Například od poslední VEI 8 erupce Yellowstonské kaldery před 630 tisíci lety došlo na jejím místě k několika událostem s indexem VEI 6 a rovněž se objevilo několik desítek proudů lávy. Navíc z odborného hlediska není mezi některými vulkanology termín „supervulkán“ příliš oblíbený.[78] V současnosti mezi aktivní supervulkány patří zmíněná Yellowstonská kaldera, Toba, Taupo či Long Valley v Kalifornii. S termínem se dá setkat také u italského Campi Flegrei, ležící u města Neapol a sopky Vesuv. Jenomže u něj je doložena erupce maximálně s indexem VEI 7.[78] Supervulkány vznikají, když stoupající magma ze zemského pláště není schopné prorazit skrz celou kůru na povrch. To se hromadí a utvoří velmi rozměrný magmatický krb. Tyto struktury se sice mohou vyskytovat uprostřed tektonické desky (nad tzv. horkými skvrnamiYellowstonská kaldera), ale zpravidla se soustředí na jejich okrajích, zejména u konvergentních rozhraní (subdukcí), kam patří například Toba na indonéském ostrově Sumatra. Poněkud netypicky je umístěná kaldera Long Valley, ležící u transformního zlomu San Andreas. Tektonické příčiny tamějšího vulkanismu jsou dosud z velké části nevysvětleny a podléhají řadě probíhajících výzkumů. Naprostou výjimkou je kaldera Gakkel, poblíž souostroví Severní země, v Severním ledovým oceánu. Jedná se o jediný známý supervulkán na divergentním rozhraní.[79]

Sopečná erupce, která vyvrhne více než 1 000 km³, má na indexu vulkanické aktivity stupeň VEI 8 a je vždy zakončená rozsáhlou kalderizací. Vyvržení tolik hmoty má za následek zhroucení nadloží částečně vyprázdněného magmatického krbu do uvolněného prostoru, což se na povrchu projeví vznikem kaldery, jejíž rozměry výrazně přesahují rozměry kalder u stratovulkánů nebo štítových sopek. Depozita supervulkánů (v podobě tufů – zpevněný sopečný popel) jsou jediným vulkanický produktem, který může objemově konkurovat masivním výlevům čediče (tzv. platóbazalty, nebo nepřesně „povodňové čediče“), tvořící na zemském povrchu tzv. velké magmatické provincie.[43] Časově k nim dochází nepravidelně a vzácně, průměrný interval činní zhruba 50 tisíc let. K posledním čtyřem takto masivním erupcím došlo před:

  • 26,5 tisíci lety – Taupo, Vulkanická zóna Taupo, Nový Zéland
  • 74 tisíci lety – Toba, Indonésie
  • 254 tisíci lety – Maroa, Vulkanická zóna Taupo, Nový Zéland
  • 630 tisíci lety – Yellowstonská kaldera, USA

Supervulkány jsou původci erupcí ultrapliniovského typu o síle VEI 8, s potenciálem způsobit sopečnou zimu a tím dlouhotrvající změny klimatu globálního rozsahu a ohrozit některé živočišné a rostlinné druhy jejich vyhynutím. Během nich je do stratosféry transportováno velké množství popela, oxidu uhličitého a oxidu siřičitého. Ten se v těchto výškách mění na aerosol kyseliny sírové, jehož drobné kapičky mají díky svému lesklému povrchu výbornou schopnost odrážet sluneční paprsky zpět do vesmíru. Tím, jak na zemský povrch dopadá méně slunečního záření, dochází k ochlazení. Aerosol kyseliny sírové na rozdíl od popelu zůstává v atmosféře mnohem déle, čímž má mnohem větší efekt.[80]

Trhlinová sopka

Puklinový systém Laki, Island.

Trhlinové sopky (nebo také puklinové sopky) jsou přímé zlomy na zemském povrchu, jimiž vystupuje málo viskózní magma, zejména čedičového složení.[81] Většina trhlin měří několik kilometrů, ale některé mohou být dlouhé až několik desítek kilometrů. Vyskytují se převážně na dně oceánů na divergentním rozhraní tektonických desek. Na pevnině je lze nalézt jen na několika místech. Například na Islandu, což je de facto nad oceán vystupující středoatlantický hřbet (divergentní rozhraní). Trhliny se orientují rovnoběžné s hlavní zlomovou linií. Je pro ně charakteristický neexplozivní efuzivní (výlevný) vulkanismus, někdy v podobě vysoké lávové fontány. Typické jsou tak lávové příkrovy, vyplňující nízko položená místa, čímž vznikají lávová pole. Nová trhlina se zpravidla otevírá na jiném místě než ta předchozí, často jen o několik set metrů vedle. Tento druh sopky nevytváří žádnou vyšší horskou strukturu. Nejznámější je trhlinový systém Laki na Islandu, zodpovědný za silnou a na plyny výjimečně bohatou erupci z let 17831784. Na povrch se za 8 měsíců dostalo 27 km dlouhou trhlinou 14,7 km³ roztavené horniny, která zaplavila 565 km².[82] Trhlinové erupce menších rozměrů mohou doprovázet vulkanickou činnost stratovulkánů nebo štítových sopek.[83]

Trhlinové sopky v minulosti stály za tzv. platóbazalty. Na zemský povrch se v průběhu několik set tisíc nebo několik milionů let dostalo masivními výlevy několik set tisíc až milionů km³ lávy.[84] Tímto způsobem se zformovaly velké magmatické provincie, kde tloušťka čedičového příkrovu činní až 3,5 km.[85] Řadí se sem Sibiřské trapy v centrálním Rusku, Dekkánské trapy v Indii nebo Columbijské plató na západě USA.[86][87]

Lávový dóm

Lávový dóm na vrcholu mexické sopky Colima.
Coulée, Llullaillaco, Chile.
Lávová jehla v kráteru St. Helens.
Kryptodóm, St. Helens, 1980.

Lávový dóm (nebo také sopečný dóm) je extruze lávy, která na zemském povrchu utváří různě velká tělesa ve tvaru kupy, dómu či kopule. Formují se jak v sopečných kráterech či dně kalder, tak na svazích sopek. Rychlost růstu může činit až několik desítek metrů za den. Zhruba 6 % vulkanismu na Zemi tvoří právě aktivita sopečných dómu. Technicky vzato se jedná o lávové proudy, ale jejich viskozita je natolik vysoká, že nemohou proudit pryč od místa erupce, proto se vytlačovaný materiál hromadí na místě. Na šířku mohou měřit více než 1 km a dosahovat výšky několik set metrů. Dómy jsou závislé na magmata chudá na plyn, jelikož v opačném případě by nastala explozivní erupce a takový útvar by nemohl vzniknout. Mají nejčastěji andezitové nebo dacitové (Santa María), dále také ryolitové (Chaitén, 2010) nebo dokonce čedičové (Semeru, 1946). Jejich vývoj je nepředvídatelný v důsledku nestejnorodých vulkanických pochodů v přívodní dráze sopky. Procházejí různými procesy, jako je růst, kolaps, tuhnutí a eroze. Vnitřek aktivních dómů si udržuje vysoké teploty, což v případě jejich gravitačního zhroucení má za následek vznik žhavých a nebezpečných pyroklastických proudů. Právě kolapsy stojí za mnoho tragických událostí v minulosti. Tou nejhorší byla v roce 1902 erupce karibského vulkánu Mont Pelée na ostrově Martinik, kdy kvůli pyroklastickým proudům za jediný den zahynulo 30 tisíc lidí, kteří se vzhledem ke zhoršené se situaci ukrývali v pobřežním městě Saint-Pierre.[88] Kromě vlastního sebezničení může zánik sopečných dómů způsobit i pokračující aktivita explozivního charakteru.[89][90][91]

  • Coulée – jsou podlouhlé sopečné dómy, které stekly do níže položených míst.[92] V podstatě jedná o jakýsi přechodný typ mezi běžným dómem a lávovým proudem. Mohou nabývat velmi velkých objemů a tloušťky několik set metrů. Jejich dosah obvykle nebývá větší než několik kilometrů, ale existují případy, kdy urazily vzdálenost více než 10 km. Největší známý coulée leží v Chile mezi stratovulkány Cerro del León a Paniri. Dosahuje nebývalého objemu 15 km³, tloušťky 400 m, přičemž na čelu je vysoký až 700 m. Díky strmému svahu se dokázal dostat až 14 km od zdroje extruze. Další příklady lze také nalézt u Llullaillaco a na jiných místech jihoamerických And.[3][93]
  • Lávová jehla – je vertikální obdoba dómu z koherentního magmatu, ve tvaru jakési věže s hladkými stranami, která je tlakem spodní roztavené horniny vytlačovaná ze sopečného jícnu. Může být tvořena horninou, jež utuhla těsně předtím, než byla vytlačena na zemský povrch. Lávové jehly jsou vzácné, jelikož procesy vedoucí k jejich tvorbě vyžadují zvláštní podmínky. Tyto struktury jsou velmi nestabilní a vždy jsou odsouzené ke kolapsu. Ten může zahrnovat produkci pyroklastických proudů. Poprvé byla pozorována v roce 1902 u vulkánu Mont Pelée. Po katastrofální květnové erupci se začala v říjnu vytlačovat lávová jehla rychlostí 15 m za den. V březnu, když dosahovala šíře 100–150 m a výšky 300 m, se z důvodu strukturální nestability zhroutila. Další se objevila například u sopky Mount St. Helens či japonské Unzen.[93]
  • Kryptodóm – je velmi mělká intruze magmatu. Vzniká v momentě, když se tavenina dostane blízko povrchu, ale nepronikne na něj. Magma se tak hromadí těsně pod ním. Tento mělký průnik svým rostoucím objemem zvedá nadložní vrstvy a tím tvoří na povrchu vybouleninu, která nápadně připomíná lávový dóm.[93] Jako ukázkový příklad lze uvést kryptodóm na americkém stratovulkánu Mount St. Helens během jara roku 1980. Zhruba měsíc po ukončení více než 120 let dlouhého období spánku se na jeho severním svahu objevila boule. Konstantně rostla rychlostí necelých 2 m za den. V polovině dosahovalo vydutí asi 120 m a vulkán tím zvětšil svůj objem o 0,13 km³. Struktura ráno 18. května pravděpodobně dosáhla bodu nestability a celá severní polovina hory se během minuty sesunula, přičemž odhalení kryptodómu a přívodu magmatu atmosférickému tlaku okamžitě vedlo k laterální (bočně směřované) explozivní erupci, jejíž masivní pyroklastický proud během pár minut zničil zalesněné území o rozloze 600 km² a zabil 57 osob.[94]

Sypaný kužel

Lava Butte v USA, více než 7 tisíc let starý sypaný kužel.

Sypané kužele (nebo také pyroklastické, struskové či škvárové kužele) jsou menší vulkanická tělesa s centrálním kráterem a příkrými svahy se sklonem 30 až 40°.[95][96] Mají konický a symetrický tvar. Výjimkou není ani eliptický tvar, zapříčiněný silnou povětrnostní situací v průběhu erupce. Výška kuželů se nejčastěji pohybuje od 30 do 400 m a většinou nepřesahuje 500 m.[3] Jedná se o monogenní sopky, takže po skončení erupce, trvající od několika týdnů po několik let, se stávají definitivně vyhaslými. Mohou se vyskytovat zcela samostatně, někdy ve velkých počtech na tzv. sopečných polí, nebo se objevovat na svazích jiných polygenních sopek (například stratovulkánech) jako tzv. parazitické kužele.[97] Formují se během krátkodobé sopečné aktivity, kdy se vymrštěné kusy lávy stačí ve vzduchu během svého pádu dostatečně ochladit na to, aby se při dopadu vzájemně nespojovaly.[2] Tato struska se tak ukládá v blízkosti sopečného jícnu. Erupce jsou explozivní, nižší intenzity a převážně strombolského typu. Mohou se objevovat jak lávové fontány, tak proudy lávy. Ta má nejčastěji čedičové nebo intermediální (např. andezitové) složení. Sypané kužele vznikají pouze v suchém prostředí. Dostane-li se stoupající magma, které by za normální situace vytvořilo na povrchu sypaný kužel, do kontaktu s podzemní nebo povrchovou vodou, vznikají zcela jiné vulkanické útvary: tufový kužel, tufový prstenec nebo maar.

Mezi sypané kužele se řadí Paricutín v Mexiku, Sunset Crater v Arizoně. Vícero struskových kuželů, jakožto parazitických kuželů, lze nalézt na svazích italského stratovulkánu Etna. V Novém Mexiku se nachází sopečné pole Caja del Rio s více než šedesáti kužely. Na základě satelitních snímků bylo navrženo, že tyto struktury se mohou vyskytovat i mimo Zemi; na povrchu Marsu a Měsíce.[98]

Tufový kužel

Tufový kužel Diamond Head na havajském ostrově Oahu.

Tufový kužel je konický útvar se strmými svahy, širokým a mělkým kráterem. Vzniká freatomagmatickými erupcemi, když se stoupající magma dostane s mělkou povrchovou vodou. Tím se liší od sypaných kuželů, formující se výhradně bez účasti vody. Freatomagmatickými erupcemi rovněž vznikají tufové prstence a maary, s nimiž může mít shodné půdorysné rozměry (průměr). Výškově se však liší, okraje tufových kuželů mohou čnít do výšky až 300 m.[2][99]

Tufový prstenec

Tufový prstenec je kuželovitý útvar s rozměrným a mělkým kráterem, který obvykle není vyplněn kráterovým jezerem. Okraje prstenců nepřesahují výšku 50 m. Předpokládá se, že vznikají podobně jako maary freatomagmatickými erupcemi, ale interakce stoupajícího magmatu a podzemní vody se odehrává v mělčích hloubkách blíže k povrchu.[100][2]

Maar

Tři maary v pohoří Eifel, ležící u města Daun na západě Německa.

Maar je vulkán bez sopečného kužele, ležící pod úrovní okolního terénu. Má podobu prohlubně kruhového, někdy oválného tvaru. Dno je ploché a výškově leží pod úrovní terénu z přederupční doby.[100] Vznikají, když se stoupající magma dostane do kontaktu s podzemní vodou, čímž nastane bouřlivá interakce v podobě explozivní erupce freatomagmatického typu.[99] Tím se vyhloubí kotlovitá prohlubeň, jejíž okraje může lemovat tufový val, tvořeným ukládáním pyroklastik a nepřesahující výšku 30 m.[101] Maary se mnohdy vyskytují ve skupinkách. Podzemní část se nazývá diatréma a sahá do hloubky až 2 km. Na základě stratifikace brekcií, pyroklastik a sedimentů, kterými je vyplněna, ji dělíme na dvě části. Ve spod je materiál chaoticky rozdistribuován, kdežto v té horní je vrstven s patrným úklonem směrem do středu. Když maary vyhasnou, velmi často se naplní vodou, jelikož jejich dno leží pod úrovní okolního terénu. Taková jezera se mohou jevit obyčejně, přičemž jejich sopečný původ nemusí být běžnému člověku ihned patrný.[89][102][3]

Zhruba 75 maarů lze nalézt na západě Německa v pohoří Eiffel.[103] Víc jak polovina z nich není vyplněna jezerem. Poslední erupce se zde odehrály krátce po konci poslední doby ledové před 10,9 až 10,6 tisíci lety. Ta nejnovější je dokonce mladší než poslední erupce tamějšího, dosud aktivního vulkánu Laacher See.[104] Některé jsou však výrazně starší, kvůli čemuž se na nich podepsala eroze. V průběhu tisíců let byly zaneseny sedimenty a jejich rysy proto nejsou tak dobře patrné. Největší známé maary se nacházejí na severozápadě Aljašky. Mají průměr od 4 do 8 km, hloubka činní až 300 m a datují se do svrchního pleistocénu.[105] Maary se vyskytují po celém světě, za zmínku také stojí USA, Mexiko, Jižní Amerika, Afrika nebo Austrálie.

Vulkanický komplex

Vulkanický komplex (nebo také komplexní sopka nebo složená sopka) je uskupení vícero příbuzných sopek, které se mohou navzájem překrývat.[106] Formují se v důsledku změn v erupčním stylu nebo přemístění erupčních center. Takovou sopkou je Banahaw na Filipínách, skládající se ze tří stratovulkánů, včetně několika maarů v nejbližším okolí. Sopečný komplex může nahradit stávající těleso stratovulkánu, které silnou erupcí pliniovského typu zaniklo vytvořením kaldery. Uvnitř ní, případně na jejích okrajích, může pozdější sopečnou aktivitou započít růst lávových dómů a sypaných kuželů.[107][108] Současná Yellowstonská kaldera v USA překrývá dvě starší, což je dáno pohybem severoamerické tektonické desky přes horkou skvrnu. Mezi komplexní sopky dále patří: Vesuv, Pacaya, Puyehue, Tongariro aj.

Produkty

Materiál, který je vyvrhován při sopečných erupcí lze rozdělit do tří typů:

Láva

Složení

Ryolit, Česko.
Andezit, Soufrière Hills (1997).

Pozemská magmata vznikají ve spodní části zemské kůry a v svrchní části pláště.[109] Většina z nich jsou bohatá na oxid křemičitý (SiO2) a označují se jako silikátová magmata. Převažují v nich dva chemické prvky, křemík s kyslíkem – nejhojnější prvky v zemské kůře. Dále obsahují i hliník, vápník, hořčík, železo, sodík, draslík a mnoha dalších prvků v menším množství.[17] Protože je známo, že řada mechanických vlastností (např. viskozita a teplota) koreluje s obsahem oxidu křemičitého, jsou silikátová magmata rozděleny do čtyř chemických typů, založených na obsahu této sloučeniny. Patří sem: felsické, intermediální, mafické a ultramafické.

  • Felsická: mají obsah oxidu křemičitého vyšší než 63 %. Mezi ně se řadí ryolitová a dacitová magmata. S takto vysokým obsahem jsou extrémně viskózní (hůře tekutá), kvůli čemuž (za předpokladu silného nasycení sopečnými plyny) způsobují silně explozivní erupce, fragmentaci magmatu a produkci pyroklastik. Při nízkém nasycení naopak dochází k jejich nevýbušnému vytlačování v podobě lávové jehly či lávového dómu. Felsické lávové proudy mají typicky blokovou strukturu a vytvářejí blokové lávové proudy malého dosahu. Často obsahují také obsidián.[110] Teplota těchto láv je relativně nízká, v momentě dosažení zemského povrchu mají zpravidla 650 až 800 °C. Neobvykle žhavé ryolitové lávy (950 až 1200 °C) mohou proudit až na vzdálenosti mnoha desítek kilometrů.[43]
  • Intermediální: obsahují 52 % až 63 % oxidu křemičitého. Oproti felsickým jsou chudá na hliník a poněkud bohatší na hořčík a železo. Taktéž dosahují vyšších teplot, v rozmezí 850 až 1 100 °C. Vzhledem k jejich nižšímu obsahu oxidu křemičitého a vyšším teplotám mají tendenci být mnohem méně viskózní. Intermediální magmata vykazují větší tendenci k tvorbě fenokrystalů[111] a vyšší obsah železa s hořčíkem má sklony se projevovat na tmavším odstínu utuhnuté horniny, včetně amfibolových nebo pyroxenových fenokrystalů.[43] Nejhojněji rozšířeným intermediálním vulkanitem je andezit, vyskytující se u stratovulkánů (např. jihoamerické Andy – podle nich pojmenován).[110] Hojně tvoří lávové dómy a blokové lávové proudy.
Čedič, Česko.
  • Mafická: mají obsah oxidu křemičitého 52 % až 45 %. Jsou typicky bohatá na hořčík a železo. Jejich teplota se při dosažení zemského povrchu pohybuje okolo 1 100 až 1 200 °C. Viskozita je relativně nízká (dobře tekutá), připodobnit by se dala k viskozitě kečupu. Typickým příkladem mafitů je čedič. Tato magmata díky výše zmíněným vlastnostem mají tendenci vytvářet masivy s velmi mírným sklonem svahů (štítové sopky) nebo platóbazalty (rozsáhlé lávové příkrovy, v češtině nesprávně označované jako povodňové čediče), jelikož mají výbornou tekutost a mohou dosáhnout velkých vzdáleností od jícnu, respektive trhliny vulkánu. Většina čedičových láv kvůli nízkému obsahu oxidu křemičitého netvoří lávové proudy blokového typu, nýbrž typu aa nebo pāhoehoe. Pod vodou mohou tvořit tzv. polštářové lávy, které se nejvíce podobají suchozemským pāhoehoe.[110]
  • Ultramafická: neobsahují víc než 45 % oxidu křemičitého. Nejrozšířenějšími zástupci těchto hornin jsou pikrit, boninit či extrémně hořečnatý komatiit. Komatiity obsahují přes 18 % oxidu hořečnatého a předpokládá se, že jejich teplota dosahuje až 1 600 °C. Při takto vysoké teplotě prakticky nedochází k polymeraci minerálních sloučenin, čímž vzniká vysoce pohyblivá tavenina. Proto se usuzuje, že viskozita komatiitových magmat je podobná viskozitě lehkého motorového oleje. Většina ultramafických hornin pochází proterozoika (před 2,5 miliardami až 542 milióny let), výjimkou jsou horniny z pozdějšího fanerozoika, nalezené ve Střední Americe, jejichž původcem byl plášťový chochol. Z mladšího období nejsou známy žádné komatiitové lávy, neboť zemský plášť se od té doby příliš ochladil na to, aby produkoval takto žhavé vysokohořečnaté magma.[43]

Dále ještě existují vzácná nesilikátová (nekřemičitá) magmata velmi neobvyklého složení. Zahrnují:

Utuhlá karbonatitová láva, Ol Doinyo Lengai.
  • Magmata oxidu železa jsou považována za zdroj železné rudy v Kiruně ve Švédsku, která se vytvořila během proterozoika.[115] Lávy z oxidů železa pliocénního stáří se také vyskytují ve vulkanickém komplexu El Laco na hranici Chile a Argentiny. Má se za to, že tyto lávy se kvůli vzájemné nesmísitelnosti separovaly od primárního vápenato-alkalického nebo alkalického magmatu.[116]

Typy lávových proudů

Láva typu aa, guatemalská Pacaya.
Láva typu pahoehoe, havajská Kilauea.
Již utuhlá bloková láva, Národní park Lassen Volcanic v USA.
Polštářová láva u Galapág.

Reologie láv, podle níž se rozeznávají různé typy lávových proudů, je ovlivněná složením, obsahem (SiO2), rychlostí výstupu, teplotou, obsahem plynů, pohybem krystalů atd.[117] Samotná rychlost lávové proudu závisí na typu lávy, její viskozitě, sklonu terénu, velikosti výronu a zda se tavenina pohybuje volně po terénu nebo v lávovém tunelu či kanálu.[118]

  • Aa: (psáno také jako ʻaʻā, aʻa, ʻaʻa nebo a-aa) je viskózní láva, jež má charakteristický drsný, brekciovitý a štěrkovitý povrch, složený z rozbitých kousků horniny, tzv. autoklastiky (též nazývanými slínky). Slínkovitý povrch ve skutečnosti pokrývá a izoluje masivní hustý vnitřek, který je aktivnější částí proudu. Ten tak chladne pomaleji, zůstává déle tekutý a mobilní. Díky rozdílné tekutosti dojde k rozlámání horní části proudu do zmíněných autoklastik. Tím, jak se láva pohybuje, jsou tyto ochlazené úlomky protisměrně unášeny po jeho povrchu směrem k čelu proudu, kde se sypou dolů a padají před něj, načež jsou ním pohlceny. V geologickém profilu (kolmý řez), je poté patrná vrstva slínků jak nad lávovým proudem, tak i pod ním.[110][119] Neobvyklá není ani produkce balvanů s průměrem 3 m.[120] Aa láva se od pahoehoe nápadně liší vzhledem, ale jejich složení může být totožné nebo velmi podobné. Pokud se pahoehoe dostatečně turbulentně promíchá (např. kolizí s překážkami či rychlým prouděním ze svahu), může se stát aa typem. Opak však možný není.
Oproti pahoehoe má aa větší obsah oxidu křemičitého (SiO2), vyšší viskozitu a její teplota dosahuje od 1 050 do 1 150 °C, ojedinělé i víc.[121][122] Rychlost proudění je mnohdy menší než rychlost chůze.[118] Ostrý povrch ztuhlých proudů dosti ztěžuje a zpomaluje pěší turistiku, proto je nutná kvalitní obuv. Samotný povrch lávy výborně odráží radarové signály a tak mohou být snadno detekovatelné družicemi na oběžné dráze.[123] Slovo aa v havajštině znamená kamenná drsná láva, ale také hořet nebo planout. Jako odborný termín jej poprvé představil americký geolog Clarence Dutton.[124][125]
  • Pahoehoe: je láva s hladkým, vlnitým nebo provazcovitým povrchem. Tento rys je zapříčiněn pohybem velmi tekuté lávy pod tuhnoucí povrchovou krustou. Obsahuje velmi málo oxidu křemičitého, jenž se projevuje nízkou viskozitou a špatnou přilnavostí. Dosahuje teploty 1 100 až 1 200 °C.[43] Je velmi dobře pohyblivá. Na rovinném terénu se obykle pohybuje rychlostí 1 km/h, ovšem na prudkých svazích 10 km/h a v lávových tunelech či kanálech dokonce více než 30 km/h.[118] Díky tomu je schopná urazit několik kilometrů, než se ochladí a ztuhne. Pohyb pahoehoe se odehrává prostřednictvím sérií malých a neustále se větvících laloků, kdy se každý z nich provalí skrz ochlazenou krustu toho předešlého. Má tendence vytvářet lávové tunely, kde ji minimální tepelné ztráty napomáhají udržovat nízkou viskozitu. S rostoucí vzdáleností od zdroje se může v reakci na ztrátu tepla a následného zvýšení viskozity změnit na typ aa.[110]
Dosah většiny proudů typu pahoehoe je kratší než 10 km. Některé ale dokáží urazit více než 50 km, ve výjimečné situaci dokonce stovky kilometrů (tzv. platóbazalty).[43] Výlevem vznikají štítové sopky či rozsáhlé výlevné platformy. Povrch lávy špatně odráží radarové signály, kvůli čemuž je hůře detekovatelný družicemi na oběžné draze. Slovo pahoehoe v havajštině znamená hladká, nepřerušená láva. Jako odborný vulkanologický termín jej zavedl opět Clarence Dutton.
  • Bloková láva: je typická pro ryolitové nebo andezitové lávy ze stratovulkánů. Chová se podobně jako láva typu aa, ale její vyšší viskozita způsobuje, že její povrch není pokryt slínky, nýbrž ostrohrannými bloky. Ty taktéž tepelně izolují postupující roztavený vnitřek, přičemž jsou protisměrně unášeny směrem k čelu proudu, kde padají dolů před něj, načež jsou ním pohlceny. Oproti lávám aa se ze svahu pohybují mnohem pomaleji a mají větší mocnost. Také se objevují v závěrečné fázi erupce stratovulkánů, kdy předcházející explozivní aktivita způsobí celkové odplynění magmatu, které posléze neexplozivně vystupuje na povrch v podobě lávových výlevů.[110][126]
  • Polštářová láva: je zvláštním druhem, vznikající prostřednictvím kontaktu s chladným vodním prostředím na dně oceánů či jezer. Voda lávu na jejím povrchu okamžitě ochlazuje, což má za následek vytvoření „polštáře“ s typicky sklovitou povrchovou strukturou. Tlak vylévající se lávy uprostřed polštáře dále narůstá, až se na nějakém místě opětovně provalí a vznikne další polštář. V konečném výsledku tak vznikají celá pole těchto polštářů. Nejčastěji se vyskytuje v oblasti oceánského riftu na divergentním rozhraní tektonických desek. V současnosti je na většině míst oceánské kůry vrstva, tvořená právě polštářovou lávou.[127]

Vulkanoklasty

Vrstva popela na Islandu po erupci Grímsvötn (2011).
Lapilli (sopečná struska) na kanárském ostrově Lanzarote.
Lávová bomba na havajském ostrově Maui.

Vulkanoklasty označuje širokou škálu různě velkých úlomků extruzivních hornin. Charakteristickým znakem je přítomnost vulkanického skla.

Podle velikosti zrn

Podle mechanismu vzniku

Vulkanoklastické horniny se rozdělují podle mechanismu, jakým došlo k jejich vzniku, na:

  • pyroklastika – k fragmentaci dochází přímo během explozivní erupce. Důležitou úlohu sehrává velikost fragmentů. Zatímco jemnozrnný materiál (sopečný popel) je vyvrhován vysoko do atmosféry, kde ho vzdušné proudy mohou globálně rozdistribuovat, tak větší úlomky (sopečná struska) se v lokálním okruhu snášejí k zemskému povrchu v podobě sopečného spadu. Největší fragmenty (lávové bomby) jsou omezeny pouze na nejbližší okolí kolem sopky, z níž jsou jednotlivými explozemi vystřelovány ven, přičemž jejich let kopíruje balistickou křivku. Tato skutečnost má za následek dobré vytřídění materiálu na základě velikosti zrn. Platí tedy, že čím dále od kráteru (respektive centra erupce) jsou pyroklasty uloženy, tím menší frakci mají.[130]
    • Tefra – je akumulace pyroklastického materiálu, který ještě nebyl zpevněn. Projde-li konsolidací (postupné zmenšování objemu pomocí tlaku – zpevňování), vzniká pyroklastická hornina. Těmi mohou být například tuf a tufit. Na rozdíl od tufitů, které vznikají uložením a zpevněním ve vodě, jsou tufy zpevňovány na souši.[131][132]
    • Pemza – je silně pórovité (zpěněné) sopečné sklo s hrubou texturou. Vzniká spíše z felsických či intermediálních magmat, ale jsou známy případy mafického (čedičového) složení. Pemza vzniká současným prudkým poklesem okolní teploty a tlaku v okamžiku, kdy je hornina ze sopky vyvržena do vzduchu nebo do vody. Bubliny vulkanických plynů tak zůstanou uvězněny v hornině v podobě pórů, tvořící až 64–85 % jejího objemu.[133][134] Díky tomu je natolik lehká, že umí plavat na vodě. Při mimořádně silných erupcích můžou rozměry jednotlivých kusů dosahovat až 15 cm.[135]
  • epiklastika – jsou klasty fragmentované v důsledku zvětrávání již utuhnutých láv a zpevněných pyroklastik. V případě pozdějšího transportu (redeponizace) bývají zaoblené a většinou polymiktní (tvořená fragmenty vulkanických hornin různého složení). Mezi epiklasty řadíme i depozita laharů.[136][137][138]
  • hyaloklastika (vitroklastika) – vznikají při přímém kontaktu lávy s vodním prostředí. Mohou také vznikat i vlivem rychlého ochlazení magmatu. Nejčastěji ale pod vodou, pod ledem, vodou nasyceném podloží nebo tam, kde proudy lávy vstupují do moře či jiných vodních ploch. V ten moment dojde k jejímu rychlému ochlazení a rozpadu.[138] Tento kontakt může být poklidný (neexplozivní) – vznikají tak hyaloklasty sensu stricto, nebo explozivní – vzniklé fragmenty se nazývají hyalotufy.
  • autoklastika – jsou ostrohranné úlomky, tvořící se brekciací pohybujícího se lávového proudu. Jeho povrch chladne rychleji než aktivní vnitřek, který autoklastika tepelně izolují. Ten tak chladne pomaleji, zůstává déle tekutý a mobilní. Díky rozdílné tekutosti dochází k rozlámání horní části proudu do zmíněných autoklastik.[138][110]

Podle složení

  • Litoklasty – úlomky hornin, představují fragmenty utuhlé lávy, případně úlomky odpadlé ze stěn přívodního kanálu. Jejich akumulace je větší v blízkosti centra erupce.
  • Krystaloklasty – úlomky krystalů. Minerální složení je závislé na typu vulkanismu. Ve felsických vulkanoklastech převládá křemen, případně biotit. Se snižováním obsahu oxidu křemičitého v lávě se objevují plagioklasy, amfiboly, pyroxeny a olivín.
  • Vitroklasty – úlomky sopečného skla. Představují nejdůležitější složku vulkanoklastů.

Sopečné plyny

Fumarola poblíž kostarické Rincón de la Vieja.

Sopečná činnost nezahrnuje pouze sopečné erupce, ale i ostatní doprovodné vulkanické projevy, které souvisejí s přítomností magmatu v blízkosti zemského povrchu a zvýšeným tepelným tokem. Jedním z těchto projevů jsou exhalace plynných látek, objevující se jak u aktivních či spících sopek, tak v oblastech s postvulkanickou aktivitou. Základem všech sopečných plynů je vodní pára (50–90 %), která je doplněna oxidem sičitým (5–25 %) a oxidem uhličitým (3–25 %).[139] Dále mohou také obsahovat sirovodík, fluorovodík, oxid uhelnatý, případně vodík, helium či rtuť.[2] Průduchy, kterými volně unikají do atmosféry se dělí na tři druhy. Fumaroly emitují plyny o teplotě 200–800 °C, s hlavním podílem vodní páry. Převažují-li sirné plyny, jejichž teplota činní 100–250 °C, jedná se o solfatary. Průduchy, vypouštějící převážně oxid uhličitý s teplotou menší než 100 °C, se nazývají mofety a nejčastěji se nacházejí v oblastech s postvulkanickou aktivitou. Jednou takovou je i národní přírodní rezervace Soos, poblíž Chebu na západě Čech, kde se vyskytují stovky mofet.[140] Plyny nemusí vždy přímo unikat do atmosféry, ale také se uvolňovat do půdy nebo podzemních vod.[141]

Chemické složení plynů, vystupujících na povrch, závisí především na složení, tlaku a teplotě lávy. Zvláště velký vliv má na to také množství plynného kyslíku, neboť některé prvky a sloučeniny jsou stabilnější než jiné. Nesmísí-li se atmosférický kyslík s vystupujícími sopečnými plyny, panuje zvýšená exhalace metanu, vodíku a sirovodíku. Za přítomnosti kyslíku naopak převládá vodní pára, oxid uhličitý a oxid siřičitý.[2] Ze žhnoucích lávových proudů se uvolňuje hlavně chlor, chlorovodík, oxid uhličitý, oxid siřičitý a uhličitan sodný. Pro teplotní rozsah 200–650 °C je to často chlorovodík, uhličitan amonný a chlorid železitý. Láva s teplotou 100–200 °C uvolňuje především sirovodík, kdežto pod 100 °C už jen výhradně oxid uhličitý. V průběhu explozivních erupcí, je poměrně obtížné změřit přesné složení plynů. Po průzkumů, provedených před a po erupci, byla zjištěna přítomnost vodní páry, oxidu uhličitého, oxidu uhelnatého, dusíku, metanu, čpavku, fluoru, vodíku, chloru a síry.

Sopečné erupce

Podle charakteru

Explozivní erupce.
Výlevná erupce.

Podle mechanismu

Freatomagmatická erupce maaru.
Freatická erupce (v popředí).
  • magmatické – jsou erupce bez účasti vody, které pohání především expanze plynné složky v magmatu, v důsledku klesajícího okolního litostatického tlaku. Nízko viskózní magmata s malým množstvím rozpuštěných plynů produkují relativně klidné efuzivní erupce (např. havajské a islandské). Vysoce viskózní magmata s vysokým obsahem rozpuštěného plynu naopak produkují prudké explozivní erupce (vulkánské, peléjské, pliniovské atd.).[142]
  • hydrovulkanické – hydrovulkanické erupce jsou erupce, kdy se magma dostává do přímého nebo nepřímého kontaktu s vodou. Dělí se na dva typy:
    • Freatomagmatické – vznikají přímým kontaktem magmatu s vodou. Velký teplotní rozdíl mezi těmito dvěma látkami vede k přemění vody v páru, jejíž expanze (pára má 1 700× větší objem než voda)[143] rapidně zvyšuje tlak a tím explozivitu a sílu erupce. To má za následek vyšší míru fragmentace magmatu. Tím vznikají oblaka popela, jehož zrna mají menší frakci než u magmatických erupcí. Ke freatomagmatickým erupcím patří i několik typů erupcí: surtseyské, podmořské a subglaciální.[144]
    • Freatické – jsou výbuchy horké páry. Oproti magmatickým a freatomagmatickým mají mnohem nižší intenzitu. Nastávají tehdy, když teplo z nedaleko umístěného magmatu zahřeje podzemní nebo povrchovou vodu. Vzniklá expandující pára rapidně zvýší tlak, což vede k explozivní erupci. Ta kromě páry může také vyvrhovat sopečný popel a vystřelovat sopečné bomby. Ty ovšem tvoří nejuvenilní materiál, který nemá původ v magmatu, jenž erupci vyvolalo, nýbrž se jedná o kusy nadložní vrstvy či dna sopečného kráteru. Freatické erupce se vyznačují svou nepředvídatelností, což bylo například příčinou tragédie na novozélandském ostrově Whakaari roku 2019, kde zemřelo 21 turistů. Další neštěstí se odehrálo 27. září 2014 v Japonsku. Aniž by stratovulkán Ontake poskytl předčasné varování v podobě otřesů, došlo k jeho náhlé freatické erupci. Bylo zabito 63 turistů, kteří v tu dobu horu zdolávali.[145][146]

Podle umístění

  • centrální – jsou erupce, při nichž je magma přiváděno k povrchu hlavním sopouchem.
  • lineární – magma proniká na povrch prostřednictvím trhlin podél zlomů. Tento typ erupcí se předpokládá jak u kontinentální, tak u oceánské kůry. Soustředí se převážně na horké skvrny a divergentní rozhraní tektonických desek.
  • arenální – je sopečná činnost, jež není soustředěna delší dobu na jednom místě, ale postupně mění polohu. Vulkanismus sopek, které jsou součástí takové činnosti, je převážně krátkodobý. Někdy jsou vulkány tohoto typu rozmístěny v jedné linii, ale mohou se nacházet i v nepravidelných skupinách, které mají společný původ.[147][148]

Podle intenzity

K měření intenzity sopečné erupce je možné použít několik různých klasifikačních metod. Vhodným parametrem je množství vyvrženého sopečného materiálu. Dále přichází do úvahy i doba trvání erupce, výška erupčního oblaku/sloupce či vztah mezi velikostí emitovaných úlomků a jejich dosaženou vzdáleností od zdroje. Určit množství vyvržené hmoty na základě depozitů není jednoduché. Vrstvy mohou mít na malé ploše proměnou tloušťku, složitý vzor distribuce (daný tehdejší meteorologickou situací) a mohou se usazovat v různých prostředí (na souši nebo na dně vodních ploch). Postupem času degradují působením eroze. Obzvlášť citlivá jsou například špatně konsolidovaná ložiska tefry, což má posléze negativní vliv na stanovení objemu erupce. Další překážkou je i hustota různých sopečných materiálu a odlišný obsah pórů. Hustota u lávy činní 1 800 až 2 700 kg/m³. U čerstvě napadané tefry zhruba 400 až 600 kg/m³, zatímco po zkonsolidování 1 600 až 2 000 kg/m³. Z těchto důvodů byl zaveden DRE (Dense-rock equivalent), kdy se hustota všech materiálů převádí na jednotnou hustotu mateřského magmatu bez vzduchových bublinek.[3] Erupce Pinatuba v roce 1991 vyvrhla 8,4 až 10,4 km³ lávy, popela a pyroklastického materiálu, ale po přepočítání vyšlo DRE na 3,7 až 5,3 km³.[149]

Index vulkanické aktivity VEI (Volcanic Explosivity Index), vyvinut roku 1982, je široce užívanou škálou pro klasifikaci sopečných erupcí na základě jejich velikosti a intenzity. Číselná stupnice (od VEI 0 do VEI 8) je logaritmická, což znamená, že s každým stupněm množství vyvržené množství hmoty vzrůstá 10×. S nejnižším a nejslabším indexem VEI 0 jsou spojeny neexplozivní erupce s nízkoobjemovými lávovými proudy. Indexem VEI 5 je ohodnocena například slavná erupce Vesuvu v roce 79, kdy pyroklastické přívaly a proudy zničily veškeré osídlení v okruhu 15 km.[150] Naopak výbuch Krakatoi roku 1883 měl již VEI 6. Poněkud netypická byla erupce islandské Laki v letech 1783-1784. Ačkoliv se jednalo taktéž stupeň VEI 6, tak nešlo o explozivní, nýbrž o masivní výlevnou erupci. Za posledních tisíc let nastaly pouze dvě erupce s indexem VEI 7. Sopečný výbuch Tambory v roce 1815 vyvrhnul 150 km³ pyroklastik a byl tak nejsilnější erupcí v moderních dějinách. Kvůli jejím silným účinkům na globální klima (sopečná zima) se následující rok 1816 označuje jako tzv. rok bez léta.[151] Za druhou událostí byla v roce 1257 zodpovědná sopka Samalas (dnes Rinjani) v Indonésii, která z roku 1258 taktéž učinila rok bez léta.[152] Civilizace zatím nezažila žádnou erupci o síle VEI 8, za níž jsou zodpovědné supervulkány. Poslední se odehrála před 25 600 lety na Novém Zélandu,[153] přičemž se průměrně opakují každých 50 tisíc let. Mezi další takto silné erupce patří výbuch Yellowstonské kaldery před 630 tisíci roky nebo výbuch Toby před 74 tisíci roky.[154][155] Nutno dodat, že s přibývající sílou klesá četnost těchto událostí. Bylo prostudování téměř 8 tisíc sopečných erupcí, k nimž došlo v holocénu (posledních 11 700 let), přičemž 90 % z nich mělo index VEI 3 a méně.[156]

Index vulkanické aktivity (VEI)[157][158]
VEIMnožství vyvrženého materiáluTyp erupceVýška sopečného mraku/sloupcePrůměrná frekvencePříklady některých erupcí
0do 10 000 m³havajská erupcedo 0,1 kmnepřetržitěKilauea (1977), Piton de la Fournaise (2017)
10,01 – 1 mil. m³havajská a strombolská erupce0,1 – 1 kmkaždý denStromboli (od dob Římské říše), Nyiragongo (2002)
21 – 10 mil. m³strombolská, vulkánská erupce1 – 5 kmkaždé 2 týdnyCumbre Vieja (1949), Sinabung (2010), Whakaari (2019)
310 – 100 mil. m³vulkánská, peléjská a subpliniovská erupce3 – 15 kmkaždé 3 měsíceNevado del Ruiz (1985), Soufrière Hills (1995), Semeru (2021)
40,1 – 1 km³peléjská, subpliniovská a pliniovská erupcenad 10 kmkaždých 18 měsícůMont Pelée (1902), Eyjafjallajökull (2010), Taal (2020)
51 – 10 km³peléjská a pliniovská erupcenad 10 kmkaždých 12 letVesuv (79), Mount St. Helens (1980), Hunga Tonga (2022)
610 – 100 km³pliniovská a ultrapliniovská erupcenad 20 kmkaždých 50 – 100 letIlopango (~431), Krakatoa (1883), Pinatubo (1991)
7100 – 1 000 km³ultrapliniovská erupcenad 20 kmkaždých 500 – 1 000 letCampi Flegrei (~39 280 př. n. l.), Théra (~1600 př. n. l.), Tambora (1815)
8více než 1 000 km³ultrapliniovská erupcenad 20 kmkaždých 50 000 letYellowstone (~630 000 př. n. l.), Toba (~74 000 př. n. l.)

Typy erupcí

Havajská

Havajská erupce: 1. oblak plynů, 2. lávová fontána, 3. kráter, 4. lávové jezero, 5. fumaroly, 6. lávový proud, 7. vrstvy lávy a popela, 8. stratum, 9. sill, 10. přívod magmatu, 11. magmatický krb, 12. dajka.

Havajský typ erupce je nejklidnější a nejběžnějším typem sopečné erupce. Jedná se o efuzivní (výlevný) vulkanismus málo viskózních (dobře tekoucích) láv, většinou čedičové složení, s nízkým obsahem rozpuštěných plynů a vysokou teplotou překračující 1 000 °C. Byl pojmenován podle sopek na ostrově Havaj. Tyto erupce nejsou explozivní, nedochází při nich k emitování oblak sopečného popela a jsou typické pro štítové vulkány. Sopečná aktivita nemusí být soustředěna pouze na centrální sopečný kráter, roztavená hornina může naopak proudit z radiálně umístěných trhlin na svazích.[159] Občas se mohou objevit i lávové fontány. Ačkoliv havajský typ patří mezi nejméně nebezpečné erupce, vzniklé lávové proudy jsou schopné urazit velké vzdálenosti, ohrozit zastavené oblasti a někdy si i vyžádat ztráty na lidských životech.[160][161]

Islandská

Islandský typ je výlev málo viskózní lávy z trhliny. Nápadně se podobá tomu havajskému, ale pocházejí z trhlin rovnoběžně orientované okolo divergentního rozhraní tektonických desek. Délka pukliny, z níž proudí roztavená hornina na povrch, může být dlouhá od několika set metrů po několik desítek kilometrů. Není neobvyklé, že se podél ní mohou zformovat tzv. spečené kužely. Lávové proudy nebo lávové příkrovy vyplňují níže položená místa a vytváří tak lávova pole. K obnovení sopečné činnosti nedochází na tomtéž místě, ale nová trhlina se otevře několik set metrů až kilometrů vedle. Islandské erupce většinou kumulativně nebudují žádný horský masiv. Pokud ano, jedná se o štítový vulkán podstatně menších rozměrů než protějšky vystavěné pomocí havajského typu. Nejznámější erupcí byla patrně ta, která nastala u sopky Laki v letech 17831784. Po dobu osmi měsíců prýštila láva z trhliny dlouhé 27 km. Na zemský povrch se ji vylilo zhruba 14,7 km³.[2][3]

Strombolská

Strombolská erupce: 1. oblak popela, 2. struska, 3. spad popela, 4. lávová fontána , 5. sopečná bomba, 6. lávový proud, 7. vrstvy lávy a popela, 8. stratum, 9. dajka, 10. přívod magmatu, 11. magmatický krb, 12. sill

Strombolský typ jsou slabé explozivní erupce a představují jeden z nejlépe zdokumentovaných typů. Jsou charakteristické krátkodobými, rytmicky se opakujícími výbuchy expandujících plynů, chrlící do svého nejbližšího okolí kusy částečně utuhlé lávy. Interval mezi samotnými pulzy může být v řádu vteřin nebo minut. Každý takový výbuch, doprovázený hlasitým zvukem, je způsobený prasknutím kapsy sopečných plynů, která k povrchu stoupá sopouchem a zároveň s sebou vytlačuje magma. Síla expandujících plynů magma fragmentuje na menší kusy, které jsou výtrysky chrleny maximálně do výšky několik set metrů. Během svého letu částečně utuhnou a jako sopečná struska se hromadí v okolí sopečného kráteru.[159] Jednotlivý výbuch může na zemský povrch dopravit 1–10 tun materiálu.[3] Kromě strusky jsou schopné taktéž produkovat malá oblaka sopečného popela (nepřekračující výšku 1 km) a vystřelovat sopečné bomby. Pro strombolské erupce jsou běžná málo viskózní magmata čedičového a čedičoandezitového složení. Typicky se vyskytují u sypaných kuželů a stratovulkánů na konvergentním rozhraní tektonických desek (subdukční zóny). Eruptivní epizoda může bez přestávky trvat hodiny nebo i dny. Může ji rovněž doprovázet lávová fontána. Konec epizody bývá někdy zakončován produkcí lávových proudů. Typ erupce byl pojmenován podle známého italského vulkánu Stromboli, který je nepřetržitě činný již 2 400 let a proto ho starověcí Římané přezdívali „maják Středozemního moře“. Strombolské erupce jsou turisticky vyhledávané, zejména pro noční pozorování.[3][162]

Vulkánská

Vulkánská erupce: 1. oblak popela, 2. struska, 3. lávová fontána, 4. spad vulkanického popela, 5. lávová bomba, 6. lávový proud, 7. vrstvy lávy a popela, 8. stratum, 9. sill, 10. přívod magmatu, 11. magmatický krb, 12. dajka

Vulkánské erupce jsou středně prudké explozivní erupce, produkující oblaka popela a zároveň do okolí vystřelují velké kusy hornin (tzv. lávové bomby). Souvisejí s přítomností velice viskózního magmatu, zejména čedičo-andezitového, andezitového, dacitového a ryolitového složení.[159] To obsahuje velké množství plynů, které vlivem viskozity nemohou z magmatu volně unikat. V jícnu sopky tak postupně narůstá tlak, až nakonec dojde k jeho náhlému uvolnění prostřednictvím prudkých explozí, které mohou být velmi hlasité.(Video [2]) Síla takového výbuchu je přímo úměrná množství nahromaděných plynů. Jednotlivé výbuchy vulkánských erupcí se rytmicky opakují, byť nepravidelně, přičemž délka intervalu se pohybuje od méně než jedné minuty až po jeden den. Oblaka sopečného popela obvykle dosahují výšek 1 až 2 km. Jenom výjimečně vyvržený materiál vystoupá do výšky přes 10 km (takové události mohou být mylně zaměňovány za subpliniovské). Lávové bomby, jejichž dráha je reprezentovaná balistickou křivkou, mohou dopadat na zemský povrch dokonce 5 km od sopečného kráteru. Explozivní charakter vulkánské aktivity je dále podporován předčasným tuhnutím viskózního magmatu přímo v jícnu sopky, čímž vzniká dočasná zátka, která je posléze zničena další explozí, jakmile tlak plynů překročí její pevnost. Výbuchy mohou být tak prudké, že vyvržené kusy hornin mohou překonat rychlost zvuku, což vede k vytvoření sonického třesku.(Video [3]) Vulkánské erupce byly pojmenované podle italské sopky Vulcano. Lze se s nimi setkat po celém světě, typické jsou například pro indonéskou Krakatoiu, japonskou Sakuradžimu nebo kostarickou Irazú. Vzhledem k produkci velkého množství lávových bomb s velkým dopadovým poloměrem je tento typ erupce poměrně nebezpečný. V některých případech je schopný vytvořit i malé pyroklastické proudy.[3][163]

Peléjská

Peléjská erupce: 1. oblak popela 2. sopečný spad, 3. lávový dóm, 4. lávová bomba, 5. pyroklastický proud, 6. vrstvy lávy a popela, 7. stratum, 8. přívod magmatu, 9. magmatický krb, 10. dajka.

Jsou explozivní erupce, jejichž hlavním rysem je produkce pyroklastických proudů, kvůli čemuž mohou být pro své okolí velmi destruktivní. Proudy nejčastěji vznikají kolapsem lávového dómu nebo lávové jehly. Zhroucení je způsobeno buď jejich strukturální nestabilitou nebo tlakem přísunu nového magmatu. Opakování tvorby a kolapsu může přetrvávat několik let nebo i desetiletí (Santiaguito). Erupce jsou úzce vázány na vysoce viskózní felsické magma ryolitového, případně andezitového složení. Neprobíhají zcela samostatně, ale často doprovázejí erupce vulkánského nebo pliniovského typu. Poprvé byly popsány při erupci karibského vulkánu Mont Pelée, který svými pyroklastickými proudy zahubil 28 tisíc obyvatel. Peléjské erupce se rovněž objevily u Hibok-Hibok (19481951), Mayon (1984) či Soufrière (2021).[2][164][165]

Pliniovská

Pliniovská erupce: 1. erupční sloupec, 2. přívod magmatu, 3. sopečný spad, 4. vrstvy lávy a popela, 5. podložní nevulkanické vrstvy původních hornin, 6. magmatický krb.

Pliniovské erupce jsou extrémně explozivní erupce. V podstatě se jedná o nejničivější a energeticky nejmohutnější typ erupce. Délka jejich trvání se pohybuje v řádu hodin nebo několika dnů. Jsou velmi bohaté na plyny a na značně viskózní intermediální či felsická magmata dacitovéhoryolitového složení (čedičové je poměrně neobvyklé). Prvním charakteristickým znakem pliniovských erupcí je vysoký erupční sloupec, skládající se z velmi horké směsi plynů, popela a pemzy. Jeho výška mnohdy překračuje 30 km, výjimečně může penetrovat stratopauzu, proniknout až do mezosféry a dosáhnout výšky 55 km. V těchto výškách se jeho stoupání zastavuje a nastává horizontální šíření v závislosti na rychlosti a směru větru, čímž nabývá tvaru připomínající deštník. Zemský povrch pod tímto větrem hnaným sopečným mrakem je zasypáván pyroklastiky (sopečným popelem, struskou a kusy pemzy). Tento jev se označuje jako sopečný spad, přičemž tloušťka naakumulované vrstvy se zvyšuje se zmenšující se vzdáleností ke zdroji erupce. Stabilitu sloupce udržuje jeho vlastní silné konvekční proudění a rychlost stoupání činní 150–600 m/s. Během hlavní fáze je vulkán schopný chrlit milion až 100 milionů tun materiálu za vteřinu.[3] Jakmile dojde k oslabení konvekčního proudění ve sloupci, nastává jeho částečný nebo úplný gravitační kolaps. Materiál, který ho tvořil má totiž vyšší hustotu než okolní vzduch, takže se velkou rychlosti de facto „rozleje“ po svazích dolů v podobě extrémně nebezpečných pyroklastických proudů nebo pyroklastických přívalů, společně označované zkratkou PDC (Pyroclastic density current). Cyklus zformování sloupce a jeho zhroucení se může několikrát opakovat. Druhým charakteristickým znakem tohoto typu erupcí je velké množství vyvrženého materiálu. Nízkoenergetický druh, zvaný subplinovský, produkuje 0,1–1 km³ sopečného materiálu. Erupční sloupec obecně neproniká do stratosféry. Zároveň je vlivem slabé konvekce nestabilní a podstupuje opakované kolapsy a dochází tak k tvorbě nízkoobjemových PDC. Klasická pliniovská erupce zpravidla vyvrhne 1–10 km³. Oproti tomu ultrapliniovská erupce je schopná vyvrhnout více než 10 km³. Lze se rovněž setkat se speciálním termínem freatopliniovská erupce, pro kterou je typický velmi vysoký erupční sloupec.[166] Například při erupci tichomořské sopky Hunga Tongy 15. ledna 2022 dosáhl erupční sloupec výšky 58 km.[167][168] Třetí charakteristický znak pro pliniovské erupce je vznik kaldery. Při vyvržení více než několik km³ vulkanického materiálu dochází velmi často k propadu nadložních vrstev do částečně vyprázdněného magmatického krbu, což se na povrch projeví kolapsem a úplným zánikem původního sopečného tělesa a tudíž vzniku několik kilometrů široké kaldery. Obecně jsou pliniovské erupce oproti jiným typům erupcí poměrně vzácné. Mají značný potenciál ovlivnit globální klima.[3]

Typ erupce nese jméno po Pliniu mladším. Ten byl svědkem slavné erupce Vesuvu roku 79, jež zničila římská města Pompeje a Herculaneum. Ve svém dopise pro Tacita připodobnil erupční sloupec ke středomořské borovici.[169] Navíc chronologickým popisem jednotlivých fází erupce položil nejenom první základy vulkanologie, ale také pomohl současným vulkanologům pochopit průběh erupce a ověřit jejich stratigrafický průzkum sopečných uloženin kolem Vesuvu.[170]

Surtseyská

Surtseyská erupce: 1. oblak páry, 2. vyvrhovaný materiál, 3. sopečný kráter, 4. vodní plocha, 5. vrstvy lávy a popela, 6. dno vodní plochy, 7. sopouch, 8. magmatický krb, 9. dajka

Erupce surtseyského typu jsou druhem freatomagmatické erupce, kdy větší množství vody má volný přístup do sopečného jícnu. Bouřlivá interakce se žhavým magmatem má za následek zvýšení explozivity a jeho vysokou fragmentaci.[159] Dochází tak k prudké explozi v podobě černě zbarveného výtrysku, tvořeného popelem, kusy lávy, vody, páry a plyny, schopného dosáhnout výšky i 800 m, přičemž lávové bomby mohou být vystřeleny ještě výš a do větší vzdálenosti.[171] Ihned na to začne vypuzený materiál opět padat zpět dolů. U základny výtrysku se na všechny strany vyvalí rozpínající se pyroklastický příval typu base surge, turbulentní směs přehřátých plynů a popela. Poprvé byly surtseyské erupce zdokumentovány v roce 1963, kdy sopečná činnost vytvořila nový ostrov poblíž jihozápadního pobřeží Islandu, posléze pojmenovaný jako Surtsey.[172]

Subglaciální

Subglaciální erupce: 1. sloupec vodní páry, 2. kráterové jezero, 3. okolní led, 4. vrstvy lávy a sopečného popela, 5. podloží, 6. polštářová láva, 7. sopouch, 8. magmatický krb, 9. dajka

Subglaciální erupce probíhají u sopek, jež jsou z většiny nebo celé pokryté ledovcem či ledovým příkrovem. Během erupce dochází vlivem tepla k roztavení nadložního ledu. Pokud dojde ke kontaktu vody s magmatem, nastává bouřlivá reakce a erupce se stává freatomagmatickou. Zvýšená explozivita podporuje fragmetaci magmatu, čímž dochází k tvorbě hustých mračen sopečného popela. Množství roztáté vody může být natolik velké, že její masa může prorazit skrz ledovec a následně způsobit masivní povodně, na Islandu zvané jako jökulhlaupy. Jejich průtok může být dosahovat tisíců někdy i sta tisíců m³/s, čímž se mohou dokonce vyrovnat průtoku řeky Amazonky. Mezi známou subglaciální erupci patří erupce islandské Eyjafjallajökull v dubnu 2010. Kvůli mračnu popela se nad velkou částí Evropy musela na několik dní přerušit letecká doprava.[173]

Podmořská

Podmořská erupce: 1. sloupec vodní páry, 2. okolní voda, 3. podloží dna, 4. lávový proud, 5. sopouch, 6. magmatický krb, 7. dajka, 8. polštářová láva

Zhruba 70–80 % veškeré vulkanické činnosti na Zemi probíhá na dně oceánů a moří. Většina podmořských erupcí je soustředěna na středooceánských hřbetech podél divergentních rozhraní. Zde se dvě tektonické desky od sebe oddalují, což podporuje výstup magmatu, který převážně efuzivní (výlevnou) činností formuje novou oceánskou kůru. Málo viskózní láva, převážně čedičového složení, zde vytváří tzv. polštařovou lávu. Majoritní část oceánské kůry je složená právě těmito „polštáři“. Podmořské vulkány mohou rovněž způsobovat erupce explozivního charakteru. Takové sopky se hojně nalézají na konvergentním rozhraní (subdukce) tektonických desek. Explozivita erupcí je však značně tlumena hydrostatickým tlakem vodního sloupce, kdy s každými 100 m hloubky naroste o 1 MPa. Čím vyšší je tlak, tím více je omezována expanze sopečných plynů, neboli výbušnost. Ačkoliv většina vulkanické činnosti na planetě probíhá pod hladinou moří a oceánů, tak je kvůli velmi špatné přístupnosti málo prozkoumaná. Navíc mnohé podmořské vulkány zůstávají z velké části dosud neobjeveny.[3]

Nebezpečné sopečné jevy

Sopečnou činnost, v závislosti na její intenzitě a charakteru, mohou doprovázet nebezpečné sopečné jevy. Některé z nich stály v minulosti za řadu tragických přírodních katastrof. Podle studie z roku 2013, zjišťující počet obětí a příčinu jejich smrti, měla vulkanická činnost mezi roky 16002010 na svědomí zhruba 274 501 obětí.[174] Na základě počtu mrtvých nejvíce dominovaly:

Pyroklastický proud a pyroklastický příval

Pyroklastický proud na svahu filipínské Mayon s délkou dráhy 4 km.

Pyroklastické proudy a pyroklastické přívaly (společně označované pod zkratkou PDC – Pyroclastic density current) jsou rychle se pohybující (100 až 700 km/h, výjimečně 1 000 km/h) fluidizované směsi žhavých (100 až 1 100 °C) plynů, popela a hornin, vyskytující se při explozivních erupcí. Mají potenciál zničit rozsáhlá území, přičemž i malá žhavá mračna umí urazit několika kilometrové vzdálenosti. Při silných erupcí činní délka jejich dráhy více než 10 km (u supervulkánů dokonce přes 150 km).[175] Díky své hybnosti mají schopnost do určité míry stoupat do kopce a rovněž se dokáží pohybovat po vodní hladině. Při styku s vodou se těžší materiál potopí, zatímco lehčí pokračuje v pohybu po tenké vrstvě páry, snižující tření. Paradoxně se po vodní hladině mnohem snadněji šíří než na souši. Po průchodu po sobě žhavé mračno zanechává depozita, vrstvu pyroklastik o tloušťce méně než 1 m nebo více než 200 m.[176] Rozdíl mezi oběma PDC spočívá v jejich hustotě. Častěji vyskytující pyroklastický proud obsahuje více pevných složek a tudíž má vyšší hustotu. Skládá ze dvou částí: hrubých úlomků, včetně velkých balvanů pohybující se po povrchu a turbulentního oblaka popela. Trasa jeho pohybu je více předvídatelná, neboť ho více ovlivňuje tvar terénu. Naopak pyroklastické přívaly obsahují mnohem více plynné složky, zaručující výbornou mobilitu a nízkou nezávislost na topografii terénu. Od zdroje erupce mohou urazit velmi velké vzdálenosti. Oba typy žhavých mračen jsou extrémně destruktivní. Kromě intenzivního žáru, schopného způsobit požáry vegetace a jiných hořlavých materiálů, je hlavním ničivým elementem velmi silné vnitřní turbulentní proudění. Jeho intenzita je vyjádřena dynamickým tlakem, dosahující podle průzkumu škod 10 až 100 kPa (těžké poškození cihelných a betonových budov nastává u 15–30 kPa). Tento faktor znemožňuje jakákoliv přímá měření podmínek, které uvnitř živlu panují. Proto dosud existují mezery v chápání přesného fungování jeho vnitřních mechanismů.[177][178]

Pyroklastické proudy a přívaly vznikají následujícími čtyřmi způsoby:

  • Gravitačním zřícením lávového dómu – z důvodu jeho strukturální nestability (video [4])
  • Gravitačním kolapsem erupčního sloupce – jehož konvekční proudění již nedokáže vynášet obrovské množství sopečného materiálu vysoko do atmosféry.
  • Zpěněním magmatu – do husté směsi lávy, pyroklastik a plynů. Pro vytvoření sloupce popela není směs schopná do sebe strhnout dostatek okolního vzduchu, aby získala nižší hustotu a to vede k jejímu přetečení přes okraj kráteru.[179]
  • Laterální (bočně směřovanou) erupcí – způsobenou sesuvem části sopečného tělesa. Pozorováno u Mount St. Helens roku 1980. Jedná se o relativně vzácný úkaz.

Pyroklastické proudy a přívaly jsou nejdestruktivnějšími a nejnebezpečnějším projevem vulkanické činnosti.[180] Pokud se člověk vyskytuje v jeho trase, má téměř nulovou šanci na přežití. Zpravidla umírá během pár vteřin na tepelný šok a působení extrémního proudění. Dokonce i v případě, že ho zastihne pouze okraj nebo se nachází v místě, kde zrovna skončí jeho postup, mu hrozí silné popáleniny a udušení sopečnými plyny a popelem.[181][182] Před pyroklastickými proudy a přívaly neexistuje žádná zaručená ochrana nebo úkryt.[183] V minulosti zapříčinily řadu známých katastrof. Například stály za smrt obyvatel Pompejí a dalších římských měst při slavné erupce italského Vesuvu roku 79. Během erupce ostrovní sopky Krakatoa v roce 1883, ležící v Sundském průlivu mezi indonéskými ostrovy Jáva a Sumatra, se daly do pohybu mohutné pyroklastické přívaly. Překonaly 40 km vodní plochy a ještě měly dostatek energie k proniknutí několik kilometrů do vnitrozemí Sumatry, kde zabily 4 tisíce obyvatel. Nejtragičtější událostí, způsobenou pyroklastickými proudy, byla erupce karibské Mont Pelée roku 1902. Ty zničily město St. Pierre, z jehož 28 tisíc obyvatel přežili jen tři.[3][184][185]

Tsunami

Škody po 5 m vysokém tsunami, vyvolaném sopkou Krakatoa (2018).

Zhruba 90 % tsunami vzniká v důsledku silného podmořského zemětřesení. Mezi další možné příčiny patří také sopečná činnost, a to jak podmořských, tak i suchozemských vulkánů. Výskyt není omezen jen na moře a oceány, ale může se týkat i vnitrozemských vodních ploch. Tsunami jsou z hlediska svých vlastností obecně poměrně rozmanité (amplitudou, vlnovou délkou, formou, rozptylem, dosahem atd.)[186] Hlavním předpokladem pro vznik musí vždy být převod energie do vodní masy. Až na pár výjimek se tsunami sopečného původu, kvůli malým rozměrům svého zdroje (několik kilometrů nebo i méně), vyznačují krátkou vlnovou délkou, větším rozptylem a omezeným dosahem zasaženého území, čímž ve většině případů nepředstavují transoceánskou hrozbu. Oproti tomu během zemětřesení dochází k rozsáhlým pohybům mořského dna (o ploše až 100 × 1 200 km – tsunami v Indickém oceánu roku 2004) a takové vlny si na velké vzdálenosti (tisíce km) snadno uchovávají svou energii.[187]

Zformování tsunami sopečnou činností může proběhnout několika způsoby:[186]

  • Sesuv sopečného tělesa – vulkanická tělesa, tvořená vrstvami lávy a pyroklastik, vykazují širokou škálu nestability (hydrotermálními změnami, magmatickou intruzí nebo celkovou strukturální nestabilitou).[188] Sesuvy nutně nemusí být spojeny s aktuální aktivitou sopky. Zásadní jsou jejich vlastnosti (objem, rychlost, umístění, dynamika), dále hloubka vody a topografie dna. Vzniklé tsunami se vyznačuje malým dosahem a vysokou počáteční výškou, jež s rostoucí vzdáleností rychle klesá. Dobrým příkladem je tsunami z 22. prosince 2018, kdy se v Indonésii sesunul kužel ostrovní sopky Krakatoa. Počáteční výška dosáhla 100–150 metrů a rychle začala postupně klesat. Přístroje včasného varování, závislé na silném zemětřesení, nedokázaly živel dobře identifikovat. S výškou přibližně 5 m zasáhl zcela bez varování 40 km vzdálené pobřeží, kde usmrtil přes 400 osob.[189]
  • Průnik pyroklastického proudu nebo laharulahary (sopečné bahnotoky) patří mezi možné původce, stejně tak průnik pyroklastických proudů(video [5]) do vodní plochy, jejichž objem může činit i několik km³.[190] Právě pyroklastické proudy byly hlavním důvodem vzniku série několik 46 metrových vodních stěn, které si při erupci vulkánu Krakatoa roku 1883 vyžádaly 30 tisíc mrtvých. Stejný proces dal při erupci Tambory roku 1815 do pohybu vlny a následkem toho zemřelo 4 600 lidí. Nicméně přesné mechanismy a podmínky tohoto složitého jevu zůstávají dosud částečně neznámé. Takové události jsou poměrně vzácné a vědecká obec proto postrádá potřebné pozorování a data.[191]
  • Podvodní erupce – většina podvodních erupcí nejsou tsunamigenní, kam patří třeba surtseyský typ. Spíše mají spojitost se vznikem maarů nebo tufových prstenců.
  • Kalderizace – během silných explozivních erupcí pliniovského typu, dochází k částečnému vyprázdnění magmatického krbu, jehož nadloží se v jejím závěru propadne do uvolněného prostoru, což se na povrchu projeví vznikem několik kilometrů široké kaldery. Doba kalderizace není pevně vymezena, trvat může v řádu minut nebo hodin. V minulosti byl tento proces několikrát navržen jako možný zdroj některých tsunami (Krakatoa 1883, Théra ~1600 př. n. l.), jenomže nové vědecké studie tuto hypotézu nepotvrdily.[192] Navíc pokládat to za primárního původce je značně problematické, neboť formování kaldery doprovází vícero tsunamigenních činitelů (pyroklastické proudy, sesuvy či podvodní exploze). Spekulace, že by tsunami při erupci sopky Krakatoa roku 1883 vyvolal tento proces, nepodporují historické záznamy vlnových amplitud tehdejších přístrojů, sledující přílivy a odlivy. Záznamy jsou naopak v souladu s počítačovými simulacemi průniků objemných pyroklastických proudů.[191]
  • Tlakové vlny – atmosférické akustické gravitačními vlny, vyvolané prudkými explozemi v průběhu sopečných erupcí, mohou do vodní masy přenést svojí energii jevem, známým jako nelineární rezonance. Tímto mechanismem například 15. ledna 2022 vznikla tsunami při výbuchu tichomořské sopky Hunga Tonga Haʻapai. Samotná erupce generovala počáteční tsunami, které pak rezonance z atmosféry zesílila a mohlo tak překonat Tichý, Atlantický a Indický oceán za 20 hodin – 1,5 až 2,5 krát rychleji než tsunami běžného sopečného původu. Navíc působení zmíněných atmosférických vln vyvolalo malé meteotsunami (s výškou několik desítek cm) také v Karibiku a Atlantickém oceánu, a to zhruba o 10 hodin dříve, než tam dorazilo hlavní vlnění z Tichého oceánu.(Simulace [6]) Událost tak vědcům poskytla jedinečnou příležitost prostudovat fyzikální mechanismus vzniku a zesilování tsunami prostřednictvím nelineární rezonance akusticko-gravitačními vlnami.[193]

Lahar

Lahar, vyvolaný intenzivním deštěm, čtyři měsíce po erupci filipínského Pinatuba.

Lahar (název původem z indonéštiny) je sopečný bahnotok, tedy rychle tekoucí směs vody, sopečného popela a úlomků hornin. Vzniká, když se masa vody smíchá s vulkanickým materiálem či sedimenty, a to jak během erupční aktivity, tak prostřednictvím jiných procesů mimo ni. V závislosti na způsobu jejich vzniku mohou mít teplotu od 0 °C do 100 °C (tzv. studené a horké lahary). Podle tvaru a sklonu dráhy se jejich rychlost pohybuje mezi 36 km/h a 200 km/h. Jsou schopné urazit vzdálenost více než 100 km. Navzdory své vysoké hustotě (množství pevných složek zpravidla přesahuje množství vody) se chovají spíše jako kapaliny. Během svého postupu mohou postupně nabývat na objemu tím, jak erodují koryto a strhávají vše, co jim stojí v cestě. Proudy bahna unáší také větší předměty (balvany, kmeny stromů, trosky budov a mostů), což je činí značně destruktivními. Lidská osídlení kolem sopek se velmi často koncentrují právě kolem říčních toků. Bahnotoky pro ně představují velkou hrozbu, neboť se špatně předvídají, nemusejí se pro daný tok očekávat a mohou se objevit zcela náhle v podobě povodňové vlny. Předpokladem pro zformování laharu je dostatečný zdroj vody, hojné množství nezpevněného sopečného materiálu, strmé svahy a spouštěcí mechanismus. Rozdělují se na: primární (vznikají během erupční aktivity) a na sekundární (post-eruptivní).[3][194]

Pro spuštění laharů existuje několik možností:[3]

  • roztátí ledovce nebo sněhové pokrývky – průchodem pyroklastického proudu nebo přívalu.
  • vylití kráterového jezera – explozivní erupcí nebo kolapsem nestabilní přírodní hráze.
  • silné srážky – deště či záplavové vody snadno erodují nezpevněný sopečný materiál. Takové lahary bývají sice malé, zato velmi hojné v období dešťů.
  • kolaps sopečného tělesa – zhroucení svahů sopky může s přítomností dostatečného objemu vody zkapalnět.

Nejtragičtější pohromou, způsobenou laharem, bylo zničení kolumbijského města Armera 13. listopadu 1985. Při erupci vulkánu Nevado del Ruiz došlo k interakci pyroklastických proudů s vrcholovým ledovcem. Roztavily 10 % jeho objemu a do říčních údolí se vyvalilo 100 milionů kubíků vody. Následně zasáhly 48 km vzdálené město Armero s 29 tisíci obyvateli, kde zabily více než 20 tisíc obyvatel a zničily 5 tisíc budov. Obětmi z okolních měst se celkový počet navýšil na 23 tisíc mrtvých. V Indonésii je sopka Kelut notoricky známa svými lahary, jejichž původcem je kráterové jezero. Od roku 1848 u ní proběhlo 10 erupcí a 7 z nich spustilo bahnotok. V roce 1919 se uvolnilo 70 mil. m³. Záplava postihla 130 km² a vyžádala si 5 tisíc mrtvých. Když hurikán Mitch roku 1998 udeřil na Střední Ameriku, nastal silnými srážkami (1 300 mm) sesuv na svazích sopky Casita, který se jejich působením proměnil v lahar. Zničil dvě města a zahubil 2 tisíce osob. Silné deště, roky po katastrofické erupci Pinatuba, rovněž stály za opakovaným vznikem bahnotoků. Během 6 let došlo jejich působením k remobilizaci 2,5 km³ pyroklastických depozitů. Vodní toky, silně zanesené sopečnými sedimenty, zaplavily 400 km² a 50 tisíc obyvatel se muselo vysídlit. Mezi budoucí potenciální hrozby patří například Mount Rainier v americkém státě Washington. Roztátí ledovců o celkovém objemu 4,2 miliard m³ by v případě erupce vyvolalo masivní lahary. Ty by ohrozily několik set tisíc obyvatel v přilehlých říčních údolí.[3]

Sopečný spad

Sopečný spad, snášející se z oblaka popela na okolí sopky Pagan.
Izoliniemi vyznačené tloušťky napadané vrstvy tefry při erupci japonské Fudži (1707). Uprostřed snímku leží město Edo (dnes Tokio).

Explozivní sopečné erupce vždycky produkují pyroklastika různé velikosti: sopečný popel (<2 mm), sopečná struska (2-64 mm), lávové bomby (>64 mm). Plyny silně nasycené magma produkuje taktéž pemzu, vulkanickou horninu s nízkou objemovou hustotou, tvořenou ze 64–85 % póry. Vlivem působení gravitace se vyvržené materiály snášejí ze sopečného mraku a dopadají zpět na zemský povrch, čemuž se říká vulkanický spad. Během silných erupcí je schopný postihnout rozsáhlá území. Oblast, která bude zasažena je zásadně určena aktuálním směrem větru. Během spadu se velké fragmenty hornin, kvůli své hmotnosti, kumulují poblíž zdroje erupce. S rostoucí vzdáleností se frakce úlomků zmenšuje. Malé částečky popela může vzdušné proudění v atmosféře snadno transportovat na velké vzdálenosti. Nezpevněná pyroklastika, které nebyla remobilizována z místa, kde se usadila, se nazývají tefrou. Je obecně známo, že nejvíc vyvrženin a tedy nejintenzivnější vulkanický spad zapříčiňují erupce pliniovského typu. Například při erupci Vesuvu v roce 79 zasypalo římské město Pompeje (ležící 10 km od sopečného kráteru) zhruba 6 metrů sopečného materiálu.[195]

Vulkanický spad je nejrozšířenější sopečnou hrozbu. Vážné riziko představuje pro střechy budov. Jejich únosnost se odvíjí od specifických klimatických podmínek. Hustota suchého sopečného popela dosahuje 500 až 1 500 kg/m³, zatímco v mokrém stavu může překračovat i 2 000 kg/m³.[196] Již 10 cm tlustá vrstva popela může kriticky zatížit střešní konstrukci. To vede k poškození konstrukčních prvků, v horším případně ke zřícení střechy a usmrcení osob uvnitř. Během erupce filipínského vulkánu Pinatubo v červnu 1991, mělo selhání střešních konstrukcí na svědomí smrt 300 osob navzdory tomu, že se nacházely více než 40 km od sopky mimo evakuovanou oblast.[197] Sopečný popel znečišťuje ovzduší a zvyšuje celkovou prašnost, což můžou částečně mírnit dešťové srážky. Velmi vysoké koncentrace mohou dokonce snížit viditelnost na pouhý 1–2 m.[198] Vdechování dráždí plíce, vyvolává astmatické symptomy a pacientů s chronickým respiračním onemocněním často zhoršuje jejich zdravotní stav. Výjimečně může přivodit i silikózu. Sopečný popel se skládá z částeček vulkanického skla a rozdrcené horniny, tudíž se velmi odlišuje od měkkého popela, vznikající spalováním dřeva. Proto má relativně vysokou tvrdost, abrazivní účinky, mírně korozivní účinky, elektrickou vodivost a není rozpustný ve vodě. Kvůli těmto vlastnostem je hrozbou pro infrastrukturu, jelikož dokáže zkratovat elektrickou síť, zanést kanalizaci, ucpat filtry vozidel, kontaminovat úpravny vody či ucpat ventilační systémy (např. nemocnic či výrobních hal). Odklízení tlusté vrstvy popela je značně náročné na čas a zdroje. Obzvlášť vysoké riziko představuje pro leteckou dopravu. Oblaka popela nemohou být detekována palubním radarem a ani piloti je nemusí být schopní rozeznat od běžných oblak. Abrazivní efekt částic může poškodit motory a přední hranu křídel, přičemž okna kokpitu dokáže zcela zneprůhlednit. Největší nebezpečí představuje pro vnitřek proudových motorů. Vysoké teploty ve spalovací komoře nasátý sopečný popel roztaví a výsledná hmota se následně usazuje na lopatkách turbín, což vede k narušení nebo úplnému zastavení chodu proudového motoru.

V rámci životního prostředí může sopečný spad poškodit zemědělskou úrodu, znečistit zvířatům zdroje potravy a vody nebo otrávit pastviny (například vysokým obsahem fluoru).[3][199]

Sesuv

Mount St. Helens jeden den před erupcí a čtyři měsíce poté. Foceno zhruba ze stejného místa.

Sesuv je relativně rychlý, krátkodobý klouzavý pohyb horninových hmot z vyšších poloh do nižších, k němuž dochází na svahu podél jedné nebo více průběžných smykových ploch. Nastane tehdy, když se poruší stabilita svahu, a to v důsledku přírodních procesů nebo v důsledku lidské činnosti. K nestabilitě svahů přispívá i zvýšení obsahu vody v půdě, suti nebo horninách. Voda vyplňuje spáry a mění pevnou vazbu mezi zrny a zároveň na plochách tvořících rozhraní vrstev může působit jako mazadlo a usnadňovat klouzání. Soudržnost hornin je mimo jiné porušována i zvětráváním.[200] Sesuvy jsou na sopečných tělesech běžné, neboť se mnohdy jedná o vysoké kuželovité hory s prudkým sklonem úbočí. Nezáleží na tom, zda je vulkán aktivní, spící, vyhaslý nebo se nachází na souši či pod vodní hladinou. Sesuv může iniciovat magmatická intruze, sopečná erupce, silné zemětřesení nebo intenzivní srážky. Je-li sesuv dostatečně masivní, obsahujíc velké množství vody a jemnozrnného materiálu, může se transformovat v lahar a pokračovat v pohybu říčním korytem, což se stalo například na svazích vulkánu Casita v Nikaragui, když ji v roce 1998 postihl hurikán Mitch.[201]

Velikost sesuvu je různá. Objem těch malých se pohybuje v několika tisíc m³. Naopak u těch větších to může být více než 1 km³ (miliarda m³), výjimečně více než 100 km³. Masa hornin je schopná dosáhnout takové rychlosti a hybnosti, že jí umožňují překonat topograficky výrazné terénní překážky. Příkladem může být slavná sopečná erupce americké sopky Mount St. Helens 18. května 1980. Objem enormního sesuvu celého jejího severního úbočí činil 2,9 km³. Masa hornin nabrala rychlost 180–288 km/h a její část překonala 400 m vysoký protilehlý hřeben, ležící ve vzdálenosti 5 km. Navíc vytlačila vodu z přilehlého jezera Spirit do megatsunami vysoké 180–260 m. Zhruba 15 tisíc lidí zemřelo poté, co v roce 1792 proběhl částečný kolaps sopky Unzen, jenž v zátoce Tachibana vyvolal 100 metrové megatsunami. Masivní sesuvy mohou odstranit dostatek hmoty, aby se odhalila přívodní dráha magmatu, což vede k erupční aktivitě. To bylo pozorováno roku 2018 při sesuvu kuželu ostrovní sopky Krakatoa. Do jejich útrob měla přístup mořská voda, což se mělo za následek velmi bouřlivou freatomagmatickou erupci, trvající nepřetržitě 6 dní.[3]

Sopečné plyny

Sopečné plyny, uvolňované fumarolou na japonské Ontake.
Podrobnější informace naleznete v článku Sopečné plyny.

Magma obsahuje rozpuštěné plyny – hnací síly většiny sopečných erupcí. Jak magma stoupá k povrchu a klesá okolní litostatický tlak, plyny se uvolňují z taveniny (odplynění magmatu) a pokračují v cestě nahoru. Průduchy, kterými na povrchu unikají do atmosféry se nazývají fumaroly (uvolňují plyny o vysoké teplotě), solfatary (vypouštějí relativně chladnější plyny bohaté na síru) a mofety (uvolňují oxid uhličitý s teplotou do 100 °C). Základem všech sopečných plynů je neškodná vodní pára (50–90 %), která je doplněna oxidem sičitým (5–25 %), oxidem uhličitým (3–25 %) a dalšími sloučeninami v nižších koncentrací jako je sulfan, halogenidy (fluorovodík, chlorovodík či bromovodík).[139] V závislosti na jejich koncentraci jsou takřka všechny tyto plyny potenciálně jedovaté pro člověka, zvířata a rostliny. Nebezpečí obvykle představují pro oblasti v bezprostřední blízkosti vulkánu či aktivních fumarol. Vzdálenější místa jsou riziková výjimečně.[202] Sopečné plyny, které ze dna jezer pronikají do jejich vod, vedou k silnému okyselení. Některá kráterová jezera mohou mít pH 0,1 a člověku by byla schopná silně poleptat kůži.[203]

Oxid uhličitý (CO2) je bezbarvý plyn bez zápachu, který má vyšší hustotu než vzduch. Při velkém množství a za velmi stabilních atmosférických podmínkách se CO2 drží nízko nad zemí a proudí do níže položených oblastí. Proto je v oblastech se sopečnou aktivitou nutné se vyhýbat různým proláklinám. Tento jev je dobře znám v Africe, zejména v okolí Velké příkopové propadliny, kde si vysloužil název „mazuku“ (v překladu zlý vítr). V roce 2006 došlo v kalifornském lyžařském středisku Mammoth Mountain k úmrtí tří osob poté, co spadly do sněhové prohlubně obklopující fumarolu. Největší tragédie spojené s oxidem uhličitým, se odehrály v rocích 1984 a 1986 v africkém Kamerunu. Z (maarových) jezer Monoun a Nyos, tzv. limnickými erupcemi došlo v jednu jedinou chvíli k masivnímu úniku tohoto plynu – v řádu stovek tisíc tun. Následně začal proudit do níže položených obydlených míst, kde zabil 37 a ~1 746 lidi, včetně tisíců hospodářských zvířat. Již 3% koncentrace CO2 vede k potížím s dýcháním, bolestem hlavy a závratím, zatímco více než 15% rychle způsobí bezvědomí a smrt. Oxid siřičitý (SO2) je bezbarvý plyn štiplavého zápachu, který dráždí kůži, tkáně, sliznice očí, nosu a krku. Větší množství v ovzduší může způsobit sopečný smog a kyselé deště. Mezi další nebezpečné plyny se řadí rovněž bezbarvý sulfan (H2S). Zajímavé je, že lidský čich je na něj extrémně citlivý, dokonce citlivější než měřící přístroje. Člověk dokáže přirozeně detekovat koncentraci s hodnotou až 0,000001 %, kterou vnímá jako pach zkažených vajec. Jakmile vystoupá nad 0,01 %, ztrácí zápach a stává se velmi jedovatým. Bezvědomí do 5 minut a smrt do hodiny nastává při koncentraci vyšší než 0,05 %.[204]

Jökulhlaup

Jökulhlaup nevulkanického původu na Aljašce.

Islandský termín jökulhlaup označuje masivní ledovcové povodně. Objevují se u subglaciálních sopek, které jsou částečně nebo úplně celé pokryté ledovcem nebo ledovým příkrovem. Spouštěčem je sopečná erupce, kdy její teplo roztaje obrovské množství ledu, jehož voda se často hromadí na místě v důsledku blokace samotným ledovcem nebo okolními skalními stěnami. Když tlak vodní masy překročí kritickou úroveň, dochází k prolomení. Jökulhlaupy mnohdy unáší bloky ledu s hmotností stovek tun. Kulminační průtok činí tisíce či desetitisíce m³/s, výjimečně mnohem víc. Během erupce islandského vulkánu Katla v roce 1755 se průtok pohyboval mezi 200 až 400 tisíci m³ (kulminace Vltavy v Praze při povodních v roce 2002 nastala při hodnotě 5 300 m³/s).[205][206] To je víc než průměrný průtok řeky Amazonky, dosahující zhruba 219 tisíc m³/s.

Jökulhlaupy mají také nevulkanický původ. Například, když dojde k protržení ledovcového jezera.[207]

Lávový proud

Proud lávy typu pahoehoe na Havaji roku 2018.

Lávový proud je výron roztavené horniny na zemském povrchu. Jedná se o povrchové magmatické těleso, které díky skloněnému terénu nabývá protaženého tvaru, podle směru svého toku. Proud lávy gravitačně stéká z vyšších poloh do nižších, neboť se přirozeně chová jako kapalina. Naopak lávový příkrov je výron roztavené horniny různými směry, k němuž dochází na rovinatém terénu.

Délka trasy lávových proudů je různá. Kromě sklonu a členitosti terénu úzce závisí také na objemu a vlastnostech taveniny, daných jejím chemickým složením. U málo viskózních proudů typu pahoehoe, obsahující málo oxidu křemičitého, se může pohybovat okolo několik kilometrů. Jelikož pahoehoe má tendence tvořit lávové trubice, kde láva může s minimálními tepelnými ztrátami proudit rychlostí více než 30 km/h, jsou známy případy, kdy zvládla urazit vzdálenost 30 km (Havaj), nebo dokonce až 50 km (Island). Většina láv na Zemi má téměř vždy silikátové (křemičité) složení a teplota při výronu činí 800 až 1 200 °C. Objem výlevu se pohybuje od pár m³ do několik km³. Může pokrýt rozsáhlá území a místy dosáhnout tloušťky stovek metrů, ačkoli většina z nich má mnohem menší mocnost. Rychlost pohybu lávy zřídka přesahuje chůzi člověka a ten obvykle může snadno uniknout bezprostřednímu nebezpečí (výjimkou jsou některé erupce v minulosti).[118] V blízkosti výronu, kdy láva dosahuje nejvyšších teplot a tudíž i nejmenší úrovně viskozity, se může proud pohybovat rychlostí několik desítek km/h (zejména typ pahoehoe).[208][3]

Vulkanické zemětřesení

Sopky jsou přirozeným zdrojem velkého množství zemětřesení, které se však liší od těch tektonických, způsobenými pohybem litosférických desek. Probíhají v nižších hloubkách (1–9 km), mají nižší intenzitu a vznikají jinými procesy. Téměř každou zaznamenanou sopečnou erupci předchází a doprovází zvýšení seismické aktivity. Otřesy se mnohdy vyskytují v rojích. Některá sopečná zemětřesení mohou způsobit poškození staveb či sesuvy půdy.[3][209]

Vulkanický blesk

Vulkanický blesk při erupci indonéské Rinjani.

Vulkanický blesk je elektrický výboj, doprovázející některé explozivní sopečné erupce. Představuje stejná rizika jako běžný bouřkový blesk. Primárně vzniká třením částic popela (triboelektrický jev) v sopečných oblacích či erupčních sloupcích, popřípadě třením ledových krystalků během freatomagmatických erupcí.[210] Další možností je fraktoemise (rozpad horninových částic). Roku 2019 proběhl výzkum ionizace, neboť radioizotopy (zejména radon) v sopečných plynech by mohly zvyšovat tvorbu výbojů.[211] Vulkanické blesky se objevily jak u oblak popela s výškou pouhých 200 m, tak u erupčních sloupců dosahující výšky více než 30 km. Nejstarší známe pozorování se odehrálo v roce 79, kdy slavnou erupci Vesuvu z dálky sledoval Plinius mladší. V závislosti na velikosti, umístění a délce trvání se sopečné blesky rozdělují na tři typy. Tzv. vent discharges jsou drobné a neviditelné výboje velmi blízko sopečnému jícnu. Trvají méně než milisekundu, během jedné vteřiny se jich mohou objevit tisíce a vydávají zvláštní rádiové signály. Druhým typem je near-vent lightning, začínají v blízkosti jícnu a šíří se nahoru do oblasti kladného náboje ve vyvíjejícím se sopečném oblaku. Jsou dlouhé několik kilometrů a trvají až 30 ms. Poslední typ plume lightning je vizuálně nejvýraznější a analogicky podobný běžným bouřkovým bleskům. Jeho délka může činit více než 20 km a délka trvání až 1 sekundu. Elektrický výboj může z místa erupce postupovat směrem nahoru a následovat větrem unášený sopečný mrak. Vulkanické blesky nejsou vzácný jev. Vyskytují se relativně běžně. Celkem se potvrdily u více než 400 zaznamenaných erupcí. Silnější blesková aktivita doprovázela například: Mount St. Helens (1980), Galunggung (1982), Pinatubo (1991), Rinjani (1994), Augustine (2006), Chaitén (2008), Eyjafjallajökull (2010), Calbuco (2015), Krakatoa (2018), Taal (2020) nebo Hunga Tonga (2022).[3]

Postvulkanická činnost

Více než 20 metrů vysoký výtrysk gejzíru Strokkur na Islandu.

Postvulkanická činnost představuje řadu geotermálních jevů, které následují po definitivním ukončení vulkanické činnosti na daném místě. Po vyhasnutí vulkánu totiž v magmatickém krbu stále zůstává magma, které postupně chladne a tuhne. Zbytkové teplo a sopečné plyny interagují s podzemní vodou, což se na povrhu projevuje výskytem:

  • termálních pramenů – je pramen, z něhož vyvěrá horká voda, která byla v podzemí ohřátá teplem z relativně blízkého magmatu. Ovšem nedosahuje takových teplot, aby to umožnilo vznik gejzíru. Termální prameny kromě Islandu, USA, Japonsku a dalších zemí lze nalézt i v České republice (Teplice, Karlovy Vary).
    • černých kuřáků – termální prameny se taktéž vyskytují i pod mořskou hladinou, kde se nazývají černí kuřáci. Vlivem poklesu teploty přehřáté vody (>400 °C) dochází ke srážení minerálních složek, které postupným ukládáním tvoří komíny, terasy či valy.[212]
  • gejzírů – je pramen charakteristický nepravidelným únikem vroucí vody vyvrhované turbulentně do okolí a doprovázené oblakem vodní páry. Zasáknutá voda v podzemí přichází do kontaktu s horkými horninami, což vede k přehřátí a k explozivnímu vytlačení na povrch. Vodní erupce mohou dosahovat výšky několik desítek metrů. Voda je často nasycená minerálními látkami, které se při výstupu srážejí, čímž vytváří sedimentární horninu sintr.[213]
  • bahenních sopek – není sopkou v pravém slova smyslu. Koncentrované plyny (především oxid uhličitý a metan) stoupají vzhůru a s sebou berou podzemní vodu, která při tom rozpouští sedimenty jílu. Vzniká husté a velmi jemné bahno vyvrhované na povrch.[214] Bahenní krátery tvarem připomínají drobné sopečné kužely, bahno z nich volně vytéká nebo vystřikuje jako gejzír spolu s unikajícím plynem a drobným štěrkem.[215][216] Neobvyklé nejsou ani větší erupce, způsobené nahromaděním uhlovodíkových plynů (metanu), které se můžou samovolně vznítit.[217]
  • fumarol – je průduch, kudy do atmosféry unikají sopečné plyny o teplotě 200–800 °C.
  • solfatar – je průduch, kudy do atmosféry unikají sopečné plyny bohaté na síru, jejichž teplota se pohybuje od 100 do 250 °C.
  • mofet – je průduch, kudy do atmosféry uniká především oxid uhličitý s teplotou do 100 °C.

Nutno dodat, že zmíněné jevy doprovází i aktivní nebo spící sopky a rovněž mohou předcházet jejich erupční aktivitě.

Maarové jezero Nyos 8 dní po limnické erupci, kdy se uvolnilo několik set tisíc tun CO2. Břehy zároveň poškodila 25m vlna tsunami, způsobená sesuvem nebo samotným výronem plynu.

Mezi postvulkanickou činnost lze zařadit také tzv. limnické erupce – vzácný a velmi nebezpečný druh přírodní pohromy. Váže se na tzv. meromiktická jezera, charakteristické svou teplotní stratifikací (rozvrstvení) vodního sloupce. Teplota jednotlivých vrstvev se nemůže vyrovnat a kvůli tomu se nikdy úplně nepromíchají. Představují tak protiklad dimiktickým jezerům, kde pravidelně nastává jarní a podzimní cirkulace. V případě, že meromiktické jezero leží ve vulkanické oblasti (zaplavený maar nebo kaldera), tak se do jeho vod přes dno může dostávat oxid uhličitý, který se v nich vlivem tlaku vody rozpouští. Kvůli stratifikaci se plyn hromadí ve spodních partií, aniž by mu bylo umožněno dostat se do vyšších, kde by mohl volně uniknout do atmosféry. Čím je vodní plocha větší a hlubší, tím více CO2 může pojmout. Je-li vrstva tímto plynem již přesycená, stává se jezero velmi nestabilní. Tuto nestabilitu mohou snadno narušit vnější vlivy: sesuv do jezera, přísun nové vody nebo sopečná erupce. Jakmile se tak stane, dochází k okamžitému výronu obrovského množství oxidu uhličitého.[218] Ten se ihned začne šířit do okolí a jelikož je těžší než vzduch, drží se nízko nad zemských povrchem a gravitačně stéká do nižších poloh podél vodních toků.[219] Zároveň vytlačuje vzduch, včetně kyslíku. Jestliže lidé nebo zvířata nejsou schopní dostat se do vyše položených míst nad úroveň nedýchatelné vrstvy, hrozí jim smrt udušením. Tento jedovatý přízemní oblak CO2, jenž je bezbarvý a bez zápachu, je schopný urazit vzdálenost několik desítek kilometrů než se zcela rozplyne a jeho koncentrace klesne na bezpečnou hodnotu. Nejtragičtější limnická erupce se odehrála v roce 1986 v africkém Kamerunu. Odplynění jezera Nyos generovalo 300 tisíc tun oxidu uhličitého, který až do vzdálenosti 27 kilometrů zabil ve spánku více než 1 700 osob a 3 tisíce kusů dobytka.[3][220]

Vulkanologie

Vulkanologie je jedním z oborů geologie. Zabývá se vznikem a stavbou sopek, sopečnou činností, projevy vulkanismu, včetně geofyzikálních, geochemických a geologických jevů. Vědci, kteří se zabývají vulkanologií, se nazývají vulkanologové. Ti se musí často pohybovat v terénu, což zahrnuje i oblasti aktivních sopek, kde zkoumají lávové proudy, sopečné kužele, vyvřelé horniny, sopečné plyny atd.[221]

Monitorování sopek

Měřící stanice u Piton de la Fournaise na ostrově Réunion.

Sleduje různé geologické, geochemické a geofyzikální údaje, poskytující informace o fyzikálních procesech, které probíhají v nitru sopek a mohou souviset s pohybem magmatu nebo jinou přederupční aktivitou. Monitorování rovněž přináší důležitá vědecká data pro jejich výzkum. Zároveň představuje významný faktor pro vyhodnocení potenciálního nebezpečí, předpovězení erupcí a předběžného varování příslušných orgánů s cílem zmírnění možných ztrát na životech nebo majetku. Zejména správná interpretace naměřených údajů závisí na kvalitě znalostí složitých vulkanických procesů jak v obecné rovině, tak pro jednotlivý konkrétní případ, neboť každý vulkán je svým způsobem jedinečný. Moderní způsoby monitoringu používají řadu fyzikálních a chemických měření, z nichž některé vyžadují dlouhou laboratorní analýzu, jiné poskytují okamžité výsledky.[3]

Otřesy

Seismogram na Havaji.

Zemětřesení sopečného původu téměř vždy předchází nebo doprovází sopečnou činnost u všech druhů vulkánů. Jejich příčiny jsou velmi složité a zahrnují interakci plynných, kapalných a pevných látek. Seismický monitoring v reálném čase pomocí seismografu je jedním z nejběžnějších sledovací nástrojů. Jeho výhodou je relativně nízká cena a snadná instalace seismometrů v terénu, ačkoliv sběr a přenos dat může být ve vzdálenějších oblastech obtížný. Pro dostatečnou kvalitu dat a následné správné vyhodnocení je kolem vulkánu nutné zřídit vícero měřících stanic. Dobře sledované sopky mají zhruba šest a více lokálních stanic v okruhu 15 km od sopky, plus několik regionálních v okruhu 30–200 km.[222] Seismometry měří nejenom intenzitu zemětřesení, ale také určují jejich hloubku, frekvenci a délku trvání. Zároveň jde o extrémně citlivá zařízení, neboť erupce mnohdy předchází i slabá sopečná zemětřesení o magnitudě menší než 1,0 Mw.[3]

Seismický monitoring je cenným zdrojem informací, pomocí něhož lze detekovat výstup magmatu (intruzi) a tím odhalit možnou erupci v nadcházející době. Magma při své cestě vzhůru totiž postupuje podél zlomů a puklin. Tím, jak je roztavená hmota vyplňuje a tlakem láme okolní horninové bloky, dochází k vzniku charakteristických otřesů a vibrací. Pod sopkou často dochází k tzv. zemětřesnému roji, kdy během jediného dne může dojít k několika tisícům drobným záchvěvům, koncentrující se na relativně malém území.[223][224] Mezi další seismické jevy patři tzv. harmonický třes (rytmicky se opakující sinusoidní vlny), který navíc může i doprovázet sopečnou činnost.[225] Zdrojem seismické aktivity nemusí být nutně magma, ale například pohyb fluid (směs plynů a kapaliny).[3] Ty jsou mimo jiné zodpovědné za zemětřesné roje v okolí Chebska na západě Čech.[226]

Infrazvukové měření

Sopečná aktivita, kam patří jednotlivé výbuchy, výtrysky hmoty či vulkanický třes, produkuje infrazvukové vlny s frekvencí 0,1–20 Hz. Podobají se seismickým P-vlnám při klasických zemětřesení. Speciální senzory dokáží tyto signály detekovat, určit polohu zdroje a zjistit jejich fyzikální parametry. Z těchto údajů lze nejenom zaznamenat právě probíhající erupci, ale i její typ a intenzitu. Podle studie z roku 2018 nabízí sledování infrazvukového pásma poměrně spolehlivé včasné varování. Mezi roky 2010–2018 se na Etně tímto způsobem podařilo s hodinovým předstihem předpovědět blížící se erupce s 96,6% úspěšností. Jedná se tak o první příklad funkčního systému včasného varování.[3][227]

Deformace zemského povrchu

Radarový satelitní snímek (interogram) sopky Calbuco, zachycují 12 cm pokles povrchu na západním úpatí po její erupci v roce 2015.[228]

Výstup magmatu může mít za následek deformaci zemského povrchu v podobě výzdvihu (inflace) či poklesu (deflace) terénu, vyboulenin, hrbolů a trhlin. Tyto anomálie se obyčejně projevují hodiny nebo dny před zahájením erupce. Nutno dodat, že deformace povrchu nutně nezaručují erupci, magma totiž k povrchu dospět nemusí a utuhne v podzemí.[229] Jejich monitoring patří mezi další běžné metody pro sledování sopek. Provádějí se opakovaným měřením výšek a horizontálních vzdáleností. Tradičně se k tomu používaly elektronické dálkoměry, ale ty nahradilo měření polohy pomocí GPS, které je rychlejší, méně náročné a není závislé na příznivém počasí. Družice na oběžné dráze poskytují téměř v reálném čase přesnou polohu jednotlivých terénních stanic, rozmístěných v klíčových místech. Tímto způsobem je možné detekovat i nepatrné pohyby, jenž by mohly naznačovat výstup nebo naopak stažení magmatu či vody v hydrotermálním systém. Další možností pro mapování změn reliéfu z vesmíru je radarová interferometrie. Výstupem je interogram, vycházející z porovnání dvou radarových snímků určitého území s vhodným časovým odstupem.[230] Ovšem interval mezi jednotlivými průlety satelitů omezuje jejich použitelnost jen pro krátkodobé monitorování.[3]

Sopečné plyny

Vzorkování sopečných plynů z fumaroly na novozélandské Whakaari.

Jak magma stoupá k povrchu, klesá i okolní litostatický tlak a nastává částečné odplynění magmatu. Segregované sopečné plyny při své cestě vzhůru využívají různé zlomy, pukliny a na povrchu pak volně unikají prostřednictvím fumarol, solfatar nebo mofet. Sopky (aktivní i spící) jsou přirozenými emitory těchto plynů. Jejich monitorován může být užitečné při předpovídání potenciálních erupcí. Změny teplot, koncentrací a složení (zejména oxidu uhličitého a oxidu siřičitého) totiž může naznačovat zvyšující se magmatickou aktivitu pod vulkánem. Důležité parametry lze měřit přímým vzorkováním plynů z průduchů, které jsou následně analyzovány v geochemických laboratořích, ovšem tento způsob je poměrně rizikový. Detekce plynů z bezpečné vzdálenosti se provádí pomocí korelačního spektrometru. K dispozici je rovněž monitoring z družic, jež mohou sledovat koncentrace SO2 ve stratosféře.[231][3]

Změny teplot

Vzestup magmatu, jehož teplota se pohybuje mezi 800 a 1 200 °C, provází lokální zvýšení teploty v okolní hornině. Růst teploty se může objevit až na zemském povrchu, kde vznikají tepelné zdroje, kudy teplo uniká. Ty lze detekovat pomocí stacionárních stanic, ručními přístroji nebo infračervených snímků z družic. Nicméně pro monitorování z oběžné dráhy jsou tyto termální anomálie příliš malé. Proto se dává přednost spíše prvním dvou výše zmíněným variantám, které se ukázaly být cennými nástroji a to včetně sledování vývoje lávových dómů.[3][232]

Podzemní voda

Systémy podzemních vod jsou mnohdy narušeny stoupajícím magmatem. Zahřátí vody ve vodonosných vrstvách může iniciovat vzrůst tlaku, vedoucí k jejímu vypuzení na povrch. Někdy v takovém množství, že může dojít ke vzniku laharů.[233] V jiných případech naopak dochází k poklesu hladiny podzemních vod, což se projevuje vyschnutím pramenů, včetně snížení úrovně vody ve studních a vrtech. Ačkoliv je monitoring podzemních vod mezi vulkanologickými observatořemi obyčejně spíše sporadický, nachází uplatnění tam, kde je to vhodné (Vesuv a Usu).[234] Výhodou jsou nízké provozní náklady. Podzemní voda je rovněž často kontaminována sopečnými plyny, jejichž koncentrace mohou být pro odborníky dalším zdrojem informací.[3]

Gravimetrické a magnetometrické změny

Průnik žhavé taveniny do nízkých hloubek se lokálně projevuje změnami v gravitačním poli. Tyto změny jsou zapříčiněny rozdílem v hustotě magmatu a okolních hornin. Mikrogravimetrické anomálie lze detekovat pomocí vysoce citlivých gravimetrů. Kromě toho se dají registrovat změny také v magnetickém poli. Nicméně, správná interpretace magnetických anomálií je oproti těm gravitačním výrazně složitější, proto je metoda méně využívanou.[3][235]

Významné sopky ve světě

Podrobnější informace naleznete v článku Kategorie:Seznamy sopek.

Decade Volcanoes

Decade Volcanoes je seznam 16 sopek světa, kterým by se podle Mezinárodní asociace vulkanologie a chemismu zemského nitra (IAVCEI) měla být věnovaná zvýšená pozornost vědecké obce. Výběr byl založen na základě jejich eruptivní historie a hustoty zalidnění přilehlých oblastí.[236]

Decade Volcanoes
Název sopkyStátPočet obyvatel do 30 kmPoslední erupce
Mauna LoaSpojené státy americké USA1 9061984
Mount RainierSpojené státy americké USA3 1871894
ColimaMexikoMexiko Mexiko303 4902019
Santa MaríaGuatemalaGuatemala Guatemala1 259 600Činná
GalerasKolumbieKolumbie Kolumbie630 7772014
Pico de TeideŠpanělskoŠpanělsko Španělsko337 6601909
VesuvItálieItálie Itálie3 907 9411944
EtnaItálieItálie Itálie1 016 540Činná
SantorinŘeckoŘecko Řecko12 3361950
NyiragongoKonžská demokratická republika Kongo1 006 436Činná
MerapiIndonésieIndonésie Indonésie4 348 473Činná
UlawunPapua Nová GuineaPapua Nová Guinea Papua Nová Guinea10 5772022
TaalFilipínyFilipíny Filipíny2 380 3262022
Sakura-džimaJaponskoJaponsko Japonsko905 254Činná
UnzenJaponskoJaponsko Japonsko444 7371996
Avačinská sopkaRuskoRusko Rusko180 0162008
Korjacká sopkaRuskoRusko Rusko142 0502009
Poznámka: údaje pocházejí z katalogu Global Volcanism Program,
vedeným Smithsonovým institutem ve Washingtonu, D.C.

Vulkanismus na území ČR

Hemrovy skály v Praze, pozůstatek prvohorního podmořského vulkánu.
České středohoří na severu Čech, sopečné pohoří z období třetihor.
Čtvrtohorní Železná hůrka u Chebu je nejmladší sopkou na území ČR.

Ačkoliv se v posledních několik set tisíc let na území Česka nevyskytoval žádný aktivní vulkán, v dávné minulosti na něm naopak probíhala intenzivní sopečná činnost. Odehrávala se ve starohorách, prvohorách, třetihorách a ve čtvrtohorách.[237]

Pozůstatky sopečné činnosti na území ČR


Vulkanismus ve sluneční soustavě

Měsíc

Přivrácená strana Měsíce je pokrytá tmavě zbarvenými pláněmi, neboli měsíčními moři. V podstatě se jedná o mohutná lávová pole čedičového složení, ovšem jejich vznik se pojí s předcházejícími impakty velkých těles. Na povrchu se rovněž vyskytuje lunární lávový dóm Mons Rümker, podobný pozemskému štítovému vulkánu. Patrně na něm probíhala krátká, zato intenzivní sopečná aktivita. V současnosti jsou lunární vulkány s největší pravděpodobností vyhaslé, ačkoliv jádro Měsíce je zřejmě částečně roztavené.[249]

Mars

Štítová sopka Olympus Mons.

Na rozdíl od Země se sopky na Marsu nemohou vyskytovat v dlouhých liniích podél hranic tektonických desek, protože deskovou tektoniku zcela postrádá. Nejnápadnější stopy vulkanismu se nacházejí na západní polokouli v okolí rovníku, konkrétně v oblastech Tharsis a Elysium Planitia. Leží zde i obří štítové sopky, jejichž rozměry přesahují kterýkoliv pozemský vulkán. Olympus Mons má průměr základny 624 km a výška činí 27 km. Jedná se tak o nejvyšší horu Sluneční soustavy. Výšku Mount Everestu přesahuje více než trojnásobně. Mezi další vulkány patří Arsia Mons, Ascraeus Mons, Hecates Tholus a Pavonis Mons. Důvodem jejich velikosti je ten, že tamější litosféra se nepohybuje na svrchním plášti (astenosféře) jako na Zemi, takže se láva ze stacionární horké skvrny mohla více než miliardu let hromadit na jednom místě na povrchu. Předpokládá se, že magmatické komory na Marsu leží v mnohem hlouběji a většina produkované lávy má výhradně čedičové složení.[250] Erupce jsou méně časté, zato dokáží být velmi objemné a rozsáhlé. V západní části Elysium Planitia byl popsán obrovský výlev z trhliny. Událost zřejmě trvala jen několik týdnů až měsíců a na povrch se dostalo 5 000 km³ roztavené horniny. Lávový proud díky nízké gravitaci dotekl až do vzdálenosti 1 400 km.[251] Evropská sonda Mars Express našla známky toho, že k sopečné činnosti na Marsu mohlo docházet i v nedávné minulosti.[252] Nejmladší lávový proud v oblasti Elysium Planitia se datuje do doby před 2,5 miliony let. V listopadu 2020 astronomové oznámili nově nalezené důkazy o sopečné aktivitě na Marsu. V okolí puklinového systému Cerberus Fossae bylo identifikováno zřejmě pyroklastické ložisko po explozivní erupci, staré 53–210 tisíc let. Pokud by bylo skutečně sopečného původu, tak by to znamenalo, že Mars by teoreticky mohl být stále vulkanicky aktivní.[253]

Venuše

Asi 90 % povrchu Venuše je pokryto čedičem, což naznačuje, že povrch intenzivní formovaly vulkanické procesy. Podle nízké hustoty impaktních kráterů se zdá, že planeta zažila významnou sopečnou činnost před méně než 500 miliony let.[254] Stejně jako na Marsu, ani na Venuši neexistuje desková tektonika. Předpokládá se, že se povrch „recykluje“ uvolňováním tepla z nitra planety, čímž cyklicky dochází k masivní vulkanické činnosti, která stávající povrch překryje novým materiálem. Na povrchu byly nalezeny četné malé sopky, které jsou docela rovnoměrně rozmístěny po celé planetě. Podle studie z roku 2020 by se na Venuši mohlo nacházet 37 aktivních sopek, tzv. korón. Jsou to struktury prstencového tvaru, které nejspíš vznikly výstupem roztavené horniny z pláště, poháněné plášťovou konvekcí.[255] Sopečná činnost na planetě patrně vykazuje malou pestrost v typech erupcí než na Zemi. Zdá se, že téměř veškerý vulkanismus zahrnuje efuzivní činnost (výlevy láv) nízké viskozity, kdežto stopy explozivních erupcí a viskózních láv, produkující oblaka popela, nebyly objeveny vůbec. Příčina dosud nebyla zodpovězena, ale vysvětluje se následujícími způsoby:

  1. atmosférický tlak je natolik velký, že samovolně tlumí výbušné erupce. Pro jeho překonání by magma muselo být mnohem více nasyceno sopečnými plyny.
  2. absence vodní páry v magmatu.
  3. absence konvergentních rozhraní (subdukcí), produkující vysoce viskózní magmata.

Současné změny v atmosféře by mohly rovněž souviset s aktuálním vulkanismem, ale zatím nejsou k dispozici žádné přímé důkazy toho, zda-li je Venuše stále vulkanicky aktivní, či nikoli.[256]

Jupiterův měsíc Io

Erupce sopky Tvashtar na Io, jak ji zachytila sonda New Horizons. Materiál byl vyvržen až do výšky 290 km nad povrch měsíce.

Vulkanicky nejaktivnějším objektem ve sluneční soustavě je jupiterův Io, nejvnitřněji obíhající z Galileových měsíců. Je pokryt četnými aktivními sopkami, které chrlí materiál o teplotě až 1 500 °C, tvořeným sírou, oxidem siřičitým a silikátovými horninami. To dává měsíci jeho jedinečné zbarvení. Velmi intenzivní vulkanismus je zapříčiněn slapovými silami Jupiteru, kdy amplituda deformace povrchu Io činní až 100 m.[257] Kvůli nim je na podpovrchové vrstvy tělesa aplikováno silné třecí teplo, které udržuje většinu vnitřku a povrchu měsíce trvale roztavenou. Rychlost vyvrženého materiálu dosahuje až 1 km/s (3 600 km/h). Vlivem slabé gravitace se dostává až do výšky 300 km, přičemž občas může z gravitačního pole zcela uniknout do meziplanetárního prostoru. Sopečná aktivita Io je natolik intenzivní, že stále probíhající geologické změny na jeho povrchu lze pozorovat v horizontu roků až desetiletích. Stopy vulkanismu, včetně devět struktur, byly na měsíci poprvé objeveny na snímcích sondy Voyager 1.[258] Když kolem Io proletěla sesterská sonda Voyager 2, osm z nich byly stále aktivní. V únoru 2001 byla zaznamenána erupce sopky Tvashtar, dosud nejsilnější erupce ve sluneční soustavě, kdy pokryla oblast o rozloze 1 900 km². Erupci stejné sopky pozorovala také v únoru 2007 sonda New Horizons, kdy materiál chrlila do výšky 290 km. Dále zaznamenala erupci vulkánu Prometheus, u něhož vyvrženiny dosahovaly výšky 60 km.

Kryovulkanusmus na ledovových měsíců

Kryovulkanismus je zvláštní druh sopečné činnosti, při němž dochází k výronům chladné hmoty (kryomagma) na povrch objektu a je jedním z charakteristických rysů vnějších těles sluneční soustavy. Potřebná energie k roztavení ledu či jiných prvků a sloučenin pochází z gravitačních slapových sil. Ty vytvářejí dostatečné vnitřní tření, aby vytvořily teplo potřebné k jejich roztavení. Kryovulkanismus byl detekován byl například na Jupiterově měsíci Europě. Zde však eruptujícím materiálem je kapalná voda, která zamrzne ihned po dosažení povrchu. V roce 1989 pozorovala sonda Voyager 2 několik kryovulkánů na povrchu Tritonu (měsíci Neptunu), chrlící kapalný dusík a metan. Roku 2005 sonda Cassini vyfotografovala Saturnův měsíc Enceladus s patrnými výtrysky částic zmrzlé vody, rovněž obsahující kapalný dusík, čpavek, prach a metan.[259] Sonda také našla důkazy uhlovodíkového kryovulkanismu na Titanu, který by mohl být zodpovědný za vysoké koncentrace metanu v jeho husté atmosféře.[260] Předpokládá se, že kryovulkanismus se může projevovat i na tělesech v Kuiperově pásu.

Význam sopek

Klima

Schéma vlivu sopečných plynů a popela na atmosféru.
Sopečný popel nad Pacifikem poblíž Nového Zélandu po erupci Hunga Tonga Ha'apai v lednu 2022.
Fotka vrstvy popela v atmosféře, dva měsíce po erupci Pinatuba.

Vulkány mají potenciál výrazně ovlivnit klima na Zemi. To zahrnuje jak oteplení, tak ochlazení. Tento na první pohled poměrně jednoduchý koncept je ve skutečnosti nesmírně složitý a komplikovaný.[261] Sopky do atmosféry emitují sopečné plyny, kam dominantně patří vodní pára, oxid uhličitý a oxid siřičitý. Během explozivních erupcí, kdy nastává fragmentace magmatu, dochází rovněž k produkci sopečného popela. V závislosti na jejich množství, složení, síle erupce a její zeměpisné šířce (tropická či extratropická) se odvíjí míra dopadu na klima.[262] Dalším důležitým aspektem je výška, do jaké byly vyneseny. Není-li sopečná erupce dost silná na to, aby je transportovala přes tropopauzu (hranici mezi troposférou a stratosférou), zůstanou jen v troposféře – nejspodnější části atmosféry. Zde probíhá většina atmosférických procesů (počasí), které z ní tyto produkty přirozenými pochody postupně odstraní. Průměrná doba jejich setrvání je krátká (několik dní), proto je vliv slabých erupcí na globální klima malý až zanedbatelný, ačkoliv může v daném regionu způsobit změny počasí.[263] Přesto některé nebývale silné troposférické erupce mohou mít určitý dopad, v důsledku přítomnosti dostatečně velkého množství vyvrženin.[264] Nicméně skutečné významné účinky na globální klima mají silné explozivní erupce, kdy sopečný popel a plyny penetrují tropopauzu a dostanou se do vyšších vrstev až do stratosféry. Tamější silné vzdušné proudění je rozdistribuuje po celém světě a jejich v ní může trvat v řádu měsíců a let. Díky postupně se snižující výšce tropopauzy směrem k pólům mají erupce situované dále od rovníku obecně vyšší šanci ovlivnit klima. Naproti tomu účinky u erupcí s nižší zeměpisnou šířkou se projevují rychleji.[265]

Mimořádně silné sopečné výbuchy jsou schopné způsobit tzv. sopečnou zimu. Za prozatím poslední erupci s indexem VEI 7 byla v roce 1815 zodpovědná indonéská sopka Tambora. Následující rok 1816 byl kvůli globálnímu poklesu teploty o 0,4 až 0,7 °C nazýván jako rok bez léta.[266] Zejména severní polokouli postihovaly extrémní výkyvy počasí, rapidní změny teploty, tuhé zimy a neúroda. V červnu na Severovýchodě USA, včetně jižní části kanadského Québecu, dokonce napadlo až 46 cm sněhu a objevily se mrazy.[267] Předpokládá se, že erupce supervulkánů s indexem VEI 8 v minulosti způsobily vážná globální kataklyzmata a vymírání druhů. Například celosvětová teplota po erupci supervulkánu Toba před 74 tisíci roky klesla o 3–15 °C na dobu deset nebo více let.[268][269]

Sopečný popel funguje jako překážka slunečnímu záření, které nedosáhne k povrchu a tím ho ochlazuje. Kvůli vyšší hustotě setrvává v atmosféře kratší dobu než sopečné plyny. Dříve se myslelo, že krátkodobá přítomnost popelu platí také ve stratosféře, ovšem podle nových výzkumů tam některé částice mohou vydržet i několik měsíců.[270][271] Během pliniovských erupcí, doprovázené erupčních sloupcem vysokým až 30 km (výjimečně až 55 km[272]), dochází k injekci obrovského množství sopečného popela do stratosféry. Zdejší přítomnost částic má za následek také neobyčejně barevné západy a východy slunce, jako tomu bylo po erupci Krakatoi roku 1883. Chemickou reakcí se oxid siřičitý (SO2) v atmosféře mění na kyselinu sírovou, jež rychle kondenzuje na aerosol. Jeho drobné kapičky mají vysokou odrazivost a část slunečního záření odrážejí zpět do vesmíru, čímž dochází k ochlazování spodní části atmosféry. Kromě toho mohou poškozovat i ozonovou vrstvu. Aerosoly dokáží ve stratosféře setrvat dlouhé měsíce až roky.[265] Ochlazující účinky byly například pozorovány v roce 1991, kdy na Filipínách došlo k erupci stratovulkánu Pinatubo. Druhý nejsilnější sopečný výbuch 20. století vyvrhnul kromě 10 km³ sopečného popela také 20 milionů tun SO2.[273] Aerosol v atmosféře přetrval zhruba 3 roky. Dalším významným plynem je oxid uhličitý (CO2). Jakožto skleníkový plyn má úplně jiný účinek, kdy naopak podporuje oteplování. Viditelné a ultrafialové záření ze Slunce ohřívá zemský povrch, přičemž ten se ochlazuje infračerveným vyzařováním této energie zpět do vesmíru. Oxid uhličitý však unikající teplo pohlcuje.[262] Mezi skleníkové plyny patří i vodní pára, která sluneční záření pohlcuje a tím zahřívá okolní atmosféru. Ve stratosféře dokáže setrvat déle než kyselina sírová.[274]

Vymírání

Podle paleontologických výzkumů silný vulkanismus v historii Země způsobil řadu větších či menší masových vymírání tehdejších živočišných a rostlinných druhů.[5] Největší z nich se označují jako tzv. Velká pětka.[275] O příčinách prvních dvou (před 450–440 a 372 miliony let)[276][277] se ví málo, přesto se u nich stále počítá s masivní vulkanickou činností jako potenciální příčinou. Naopak vymírání perm–trias (před 250 miliony lety), největší známé extinkce v historii Země, bylo prokazatelně způsobeno enormním výlevným vulkanismem.[278] Ze zemského pláště vystoupal tzv. plášťový chochol, masa teplejšího magmatu, které se podařilo natavit zemskou kůru sibiřského kratónu a tím si vytvořit cesty k povrchu. V průběhu milionu let došlo k masivnímu výlevu 1–4 milionů km³ roztaveného horniny, převážně čediče. Ta pokryla oblast o rozloze 7 milionů km² a vytvořila velkou magmatickou provincii, známou pod názvem Sibiřské trapy.[279][280][281] Tloušťka čedičové vrstvy dosahuje místy 3–3,5 km (v maximu až 6,5 km).[85] Rapidní pokles koncentrace kyslíku a vzrůst oxidu uhličitého v atmosféře,[282] včetně klimatických změn a okyselení oceánů, iniciované sopečnými emisemi, vedly k zániku 81 % mořských a 70 % suchozemských druhů.[283] Díky této události se u živočichů nastartoval vývoj teplokrevnosti a zefektivnila se dýchací soustava.[284] O sopečné činnosti jako hlavní příčině se uvažuje rovněž i u čtvrtého masového vymírání, které nastalo na přelomu triasu a jury před 201 miliony let. Tektonický rozpad superkontinentu Pangei a začátek formování dnešního Atlantického oceánu byl spjat s Centrální atlantickou magmatickou provincií. Silný vulkanismus emitoval velké množství oxidu uhličitého, vedoucí ke globálnímu oteplování a okyselení oceánů.[285] Před 66 miliony lety nastalo dopadem planetky Chicxulub do mělkých vod Mexického zálivu páté masové vymírání křída–paleogén. Ve stejnou dobu zároveň probíhala masivní vulkanická aktivita na území dnešní Indie, kdy na ploše 1,5 milionu km² došlo k výlevu více než 1 milionu km³ čedičové horniny.[286] Událost dala vzniknout Dekkánským trapům, přičemž čedičová vrstva je místy tlustá přes 2 000 m. Přestože sama o sobě nemohla způsobit pátou masovou extinkci, tak patrně na ni měla svůj dílčí podíl.[287][288] Impakt 10km planetky u poloostrova Yucatán se nadále považuje jako hlavní důvod vyhynutí 75 % veškerých druhů.[289] Díky zániku neptačích dinosaurů mohlo dojít k vývoji a expanzi savců, kteří jim do té doby nemohli konkurovat.

Pozitivní účinky

Geotermální elektrárna Nesjavellir na Islandu.
Tufová nábřežní zeď v Brisbane.

Projevy vulkanismu obecně nemají pouze negativní a destruktivní účinky. Například magma, situované v mělkých hloubkách, je dobrým zdrojem geotermálního tepla. To ohřívá podzemní vodu, která stoupá k povrchu, kde z termálních pramenů vyvěrá.[6] Při výstupu dokáže na sebe navázat minerální látky. Termální prameny se využívají k léčivým účelům. Minerální vody obsahují celou řadu pro organismus důležitých minerálů. Díky tomu kolem termálních pramenů vznikaly lázeňské domy či lázeňská města (Teplice v Čechách, Karlovy Vary atd.). Termální prameny se nachází také na dně oceánů, kde se nazývají černí kuřáci. Komínovité hydrotermální průduchy, kolem kterých se mimo jiné soustředí bohatý ekosystém, neustále chrlí velmi horkou vodu bohatou na minerální složky a sulfidy. Černí kuřáci jsou jedním z uvažovaných míst, kde před 4,1 až 3,8 miliardami let mohl vzniknout život.[290]

Geotermální energie se využívá k výrobě elektřiny, přičemž patří k ekologickým a obnovitelným zdrojům.[6] S produkcí 3 714 MW (2020) jsou USA největším výrobcem elektřiny na světě. Island jimi dokonce pokrývá téměř třetinu své spotřeby.[291]. V České republice se geotermální energie částečně využívá například v severočeském Děčíně. Z hloubky 545 m se tam z podzemního jezera čerpá vrtem voda o teplotě 30 °C, která se posléze konvekčně zahřeje na 90 °C a používá se k vytápění domácností. Dále se geotermální energie využívá v Ústí nad Labem, Liberci a Litoměřicích.[292]

Předchozí sopečná činnost umí vytvářet ekonomické zdroje. Půdy kolem sopek díky vysokému obsahu živin (železo, hořčík, draslík, fosfor a vápník) patří mezi ty nejúrodnější na světě a poskytují skvělé podmínky pro rozvoj zemědělství.[293][294] Jsou bohaté na prvky jako železo, hořčík, draslík, vápník a fosfor. Tato skutečnost je důvod, proč se lidé usazují na úpatích a svazích vulkánů. Tuf a tufit byly již od starověku využívány jako stavební materiál, zejména Římany.[295][296] Tuf využili také domorodci na Velikonočním ostrově k výrobě většiny známých soch Moai.[297] V současnosti nachází sopečné horniny ještě širší uplatnění: kamenivo pro kolejové lože v železničních tratí, stavební kámen, plnivo a pojivo do betonů, bentonit pro provádění hlubinných základů, náhrobní desky či tavený čedič pro výrobu chemicky odolných dlaždic a otěruvzdorných kanalizačních trub. Sopečná činnost je rovněž zodpovědná za vytvoření ložisek cenných nerostných surovin, jako jsou třeba rudy (zinku, stříbra, mědi, zlata a uranu). Kolem vulkánů se také vyskytují drahé kameny a minerály, kam patří opály, obsidiány, acháty, sádrovec, onyx, hematit aj.[6] Ve šperkařství známý český granát, vyskytující se kolem Podsedic v Českém středohoří, se na zemský povrch dostal díky erupci maaru před 10 miliony let.[298] Solfatary, kudy unikají na síru bohaté plyny, lze chladící soustavou trubek využít k získávání čisté síry. Známým místem je třeba sopečný kráter indonéské sopky Ijen.[299]

Další výhodou vulkanismu je vytváření nové pevniny. Velmi aktivní podmořské vulkány dokáží s přibývájícím novým materiálem proniknout nad hladinu moře či oceánu. Tak vznikly například Havajské ostrovy, Galapágy, Kanárské ostrovy a Island. Nově zformované ostrovy poskytují nedotčený životní prostor pro živočichy a rostliny.[6]

Kultura

Mytologie

Sopky a sopečné erupce jsou spojeny s mnoha mýty a folklórem po celém světě. Lidé je považovali za dílo bohů, neboť jak tehdejší věda, tak ani alchymie nedokázaly rozumně vysvětlit jejich fungování. Některé mýty se pokoušejí vysvětlit obecnou existenci sopek a příčiny sopečných erupcí, jiné zodpovědět proč jsou některé vulkány neaktivní a co způsobuje pozdější návrat sopečné činnosti. Už v mnoha prehistorických příbězích jsou sopečné výbuchy spojovány s bohy nebo jinými nadpřirozenými bytostmi.[3]

Řekové věřili, že zemí otřásající sopečná činnost, je způsobena bojem olympských bohů s titány. Dále věřili, že pod Etnou leží dílna boha Héfaista, kde pro Dia ková zbraně. Řecký filozof Platón se ve dvou svých dílech zmiňuje o Atlantidě, legendárním ostrově, jehož potopení zničilo bájnou atlantskou civilizaci. Existence a geografická poloha Atlantidy je dodnes stále kontroverzním tématem. Inspirací pro tento příběh byla vědecky doložená událost ze 16. století př. n. l.. Tehdy došlo k mohutné sopečné erupci sopky Théra v Egejském moři, při níž byl ostrov Santorini zničen. Vzniklé tsunami vysoké 35–150 m zdevastovalo severní pobřeží Kréty a přispělo k úpadku tamější vyspělé mínojské civilizace.

Slovo vulkán bylo odvozeno z názvu italského ostrova Vulcano u severního pobřeží Sicílie, kde se podle římské mytologie nacházela kovárna Vulcana, boha ohně. Vulcanus (řecky Héfaistos), vyráběl brnění pro bohy a vycházející kouř z kráteru naznačoval, že Vulcanus zrovna pracuje. Zemětřesení spojená se sopečnou činností se dávala za vinu jeho velkému kladivu během kování.

Fudži, nejznámější sopka Japonska, je domovem bohyně Konohanasakuje-hime. Tato hora, považovaná za posvátnou, prominentně figuruje v japonské kultuře, tradicích a mytologii.[300] Již v 7. a 12. století byly na jejích svazích postaveny šintoistické svatyně a staly se poutním místem pro synkretickou sektu Šugendó. Fudži je také považována za místo, kde se shromažďují duchové zesnulých předků. V celém Japonsku je této významné sopce zasvěceno více než 13 tisíc svatyní.[301]

V křesťanském světě byl vulkanismus vysvětlován řadou pseudovědeckých teorií a byl připisován především práci Satana. Věřilo se, že takovým katastrofám lze zabránit pouze zázraky ze strany svatých.

Kinematografie

  • Rozpoutané peklo – americký katastrofický film z roku 1997.
  • Sopka – americký katastrofický film z roku 1997.
  • Poslední dny Pompejí – dokumentární drama z roku 2003.
  • Supervulkán – dokumentární drama z roku 2005.
  • Vteřiny před katastrofou – dokumentární pořad. Konkrétně epizody Erupce Mount St. Helens (S02E04) a epizoda Erupce na Monserratu (S03E13).
  • Poslední dny sopky Krakatoa – dokumentární drama z roku 2006.
  • Letecké katastrofy – dokumentární pořad. Konkrétně epizoda Smrtící mrak (S04E02).
  • Erupce lásky – dokument z roku 2022.

Literatura

Výtvarné umění

Pravděpodobně nejstarší známé zobrazení vulkanismu je nástěnná malba, zachycují erupci tureckého stratovulkánu Hasan Dağı. Nalezena byla v Çatal Hüyük a pochází z doby před více než 7 700 lety. Ohledně interpretace však mezi odborníky nepanuje shoda a někteří namítají, že místo sopky je zachycena levhartí kůže.[302] V západním umění se Vesuv stal zvláště známým v polovině 18. století, kdy byl poměrně aktivní. Mezi svědky erupcí patřil Angličan jménem Joseph Wright, který během svého života namaloval více než 30 tematických obrazů. Svým stylem reprezentoval klasicismus, ale v jeho obrazech lze nalézt jasné preromantické rysy.[303] Nejznámějším malířem sopečných erupcí byl dozajista Angličan William Turner.[3] Jeho první obraz znázorňoval La Soufrière v Karibiku, kterou vytvořil podle náčrtu od místního majitele plantáže. Turner v roce 1819 navštívil Neapol, avšak v té době byl Vesuv nečinný. Všechny své obrazy proto nakonec namaloval podle poskytnutých popisů. Turnerovým vrstevník z Dálného východu byl japonský umělec Kacušika Hokusai, jenž mezi lety 1823 a 1829 vytvořil sérii 36 pohledů na horu Fudži. Kromě něj horu malovali i Hirošige nebo Minsetsu.

Některá umělecká vyobrazení sopečných erupcí z minulosti mohou mít v moderní době širší uplatnění. V roce 2014 zjistili umělci studující Turnerovy obrazy, že barvy západů Slunce se na každém z jeho obrazů, namalovaných v různých dnech, liší. Ke stejnému závěru o deset let dříve došel astronom Donald Olson, kdy poukázal na barvy obrazu Výkřik od norského výtvarníka Edvarda Muncha. Barvy oblohy v pozadí jsou výsledkem známé erupce Krakatoa, ke které došlo v roce 1883 na druhé straně světa v Indonésii. Větry vyvržený sopečný popel rozdistribuovaly po celé planetě, čímž následujících měsíců docházelo k nebývale barevným západům Slunce.[304]

Odkazy

Reference

  1. Co je sopka? [online]. [cit. 2007-10-09]. Dostupné v archivu pořízeném dne 2007-10-18. 
  2. a b c d e f g h i j k l Robert W. Decker; Barbara B. Decker. volcano. https://www.britannica.com/ [online]. 2022-02-11. Dostupné online. 
  3. a b c d e f g h i j k l m n o p q r s t u v w x y z aa ab ac ad ae af ag ah ai aj ak al am an Haraldur Sigurðsson. The Encyclopedia of Volcanoes. [s.l.]: Academic Press, 2015. 1456 s. ISBN 978-0-12-385938-9. (angličtina) 
  4. S. Freire; A. J. Florczyk; Martino Pesaresi; R. Sliuzas. An Improved Global Analysis of Population Distribution in Proximity to Active Volcanoes, 1975–2015 [online]. International Journal of Geo-Information, 2019-07. Dostupné online. (angličtina) 
  5. a b P. B. Wignall. Large igneous provinces and mass extinctions [online]. Earth-Science Reviews, 2001-03. Dostupné online. (angličtina) 
  6. a b c d e F. Cain. What are the benefits of volcanoes?. https://phys.org [online]. 2016-03-21. Dostupné online. 
  7. sopka. https://cs.wiktionary.org/ [online]. Dostupné online. 
  8. Davis A. Young. Mind over Magma: The Story of Igneous Petrology. [s.l.]: Princeton University Press, 2003. 712 s. Dostupné online. ISBN 978-0691102795. (angličtina) 
  9. O. Šrámek; B. Roskovec. Geoneutrina odhalí množství radioaktivity pohánějící dynamiku Země. https://www.mff.cuni.cz/ [online]. 2016-09-12. Dostupné online. 
  10. C. Buongiorno. The Moon may have formed just hours after giant impact. https://astronomy.com [online]. 2022-10-22. Dostupné online. 
  11. Donald Turcotte; Gerald Schubert. Geodynamics. [s.l.]: Cambridge University Press, 2002-03-25. 636 s. Dostupné online. ISBN 978-0521186230. (angličtina) 
  12. Jun Korenaga. Earth's heat budget: Clairvoyant geoneutrinos [online]. Nature Geoscience, 2011-08. Dostupné online. (angličtina) 
  13. Matt Estrada. Radiogenic Heat. http://large.stanford.edu/ [online]. 2015-03-22. Dostupné online. 
  14. Terrestrial Heat Flow. https://www.fossilhunters.xyz [online]. Dostupné online. 
  15. H. Terasaki; R. A. Fischer. Deep Earth: Physics and Chemistry of the Lower Mantle and Core. [s.l.]: American Geophysical Union, 2016-03. 312 s. Dostupné online. ISBN 978-1-118-99250-0. (angličtina) 
  16. M. J. Gillan; G. D. Price. Temperature and composition of the Earth's core [online]. Contemporary Physics, 2007-03. Dostupné online. (angličtina) 
  17. a b S. Earle. Physical Geology. [s.l.]: BCcampus, 2015-09-01. Dostupné online. ISBN 978-1-989623-70-1. (angličtina) 
  18. K. M. Fischer; H. A. Ford; D. L. Abt; C. A. Rychert. The LithosphereAsthenosphere Boundary [online]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 2010-03-04. (angličtina) 
  19. H. N. Pollack; S. J. Hurter; J. R. Johnson. Heat flow from the Earth's interior: Analysis of the global data set [online]. Reviews of Geophysics, 1993-08. Dostupné online. (angličtina) 
  20. The Origin of Volcanoes. https://unacademy.com [online]. Dostupné online. 
  21. M. Williams. What are the Earth's layers?. https://phys.org [online]. 2015-12-07. Dostupné online. 
  22. Louis Moresi; Viatcheslav Solomatov. Mantle convection with a brittle lithosphere: thoughts on the global tectonic styles of the Earth and Venus [online]. Geophysical Journal International. Dostupné online. (angličtina) 
  23. J. Zhong; J. Zhang. Thermal convection with a freely moving top boundary [online]. Physics of Fluids, 2005-11. Dostupné online. (angličtina) 
  24. James A. D. Connolly; Max W. Schmidt; Giulio Solferino; Nikolai Bagdassarov. Permeability of asthenospheric mantle and melt extraction rates at mid-ocean ridges. https://www.nature.com/ [online]. 2009-11-12. Dostupné online. 
  25. Jean-Arthur Olive; Pierre Dublanchet. Controls on the magmatic fraction of extension at mid-ocean ridges. https://www.sciencedirect.com/ [online]. 2020-08-25. Dostupné online. 
  26. Albrecht W. Hofmann. Mantle geochemistry: The message from oceanic volcanism. www.researchgate.net [online]. 1997-01. Dostupné online. 
  27. Daniel Nývlt. Litosféra a desková tektonika. is.muni.cz [online]. 2016. Dostupné online. 
  28. Grove, T.L., 2000, Origin of Magmas. in Sigurdsson, H. (Editor), Encyclopedia of Volcanoes. Academic Press, San Diego, s. 133 – 147
  29. F. Albarède. Geochemistry: An Introduction. [s.l.]: Cambridge University Press, 2003. 262 s. Dostupné online. ISBN 978-0521891486. (angličtina) 
  30. G.J.H. McCall. Volcanoes [online]. Encyclopedia of Geology, 2005. Dostupné online. (angličtina) 
  31. a b Kearey, P., Klepeis, K.A., Vine, J.F., 2009, Global Tectonics. 3rd Edition, Wiley-Blackwell, Chichester, 496 s.
  32. Jörg Keller; Maurice Krafft. Effusive natrocarbonatite activity of Oldoinyo Lengai, June 1988 [online]. Bulletin of Volcanology, 1990-11. Dostupné online. (angličtina) 
  33. Stephen A. Nelson. Volcanic Landforms, Volcanoes and Plate Tectonics. Tulane University [online]. 2017-08-26. Dostupné online. 
  34. Sigurdsson, H., 2000, Introduction. in Sigurdsson, H. (Editor), Encyclopedia of Volcanoes. Academic Press, San Diego, s. 1 – 13
  35. Norman H. Sleep. Mantle plumes from top to bottom [online]. https://geosci.uchicago.edu/, 2006-05-23. Dostupné online. (angličtina) 
  36. Daniel Dzurisin; Robert L. Christiansen; Kenneth Lee Pierce. Yellowstone; restless volcanic giant [online]. USGS, 1995. Dostupné online. (angličtina) 
  37. K. C. Condie. Plate Tectonics and Crustal Evolution. [s.l.]: Pergamon, 1984. 504 s. Dostupné online. ISBN 9781483286655. (angličtina) 
  38. USGS. How many active volcanoes are there on Earth?. https://www.usgs.gov [online]. Dostupné online. 
  39. National Geographic Society. Ring of Fire. https://education.nationalgeographic.org/ [online]. 2019-04-05. Dostupné online. 
  40. W. J. Kious; R. I. Tilling. This dynamic earth: the story of plate tectonics. [s.l.]: USGS, 1996. 76 s. Dostupné online. ISBN 978-0160482205. (angličtina) 
  41. Oregon State University. Submarine Volcanoes. https://volcano.oregonstate.edu/ [online]. 2021-09-11. Dostupné online. 
  42. National Geographic. Magma's Role in the Rock Cycle. https://education.nationalgeographic.org [online]. Dostupné online. 
  43. a b c d e f g h Anthony Philpotts; Jay Ague. Principles of igneous and metamorphic petrology, 2nd edition. [s.l.]: Cambridge University Press, 2009. 684 s. Dostupné online. ISBN 9780521880060. (angličtina) 
  44. Michael Allaby. A Dictionary of Geology and Earth Sciences, 4th edition. [s.l.]: Oxford University Press, 2013. 720 s. Dostupné online. ISBN 9780199653065. (angličtina) 
  45. SMITHSONIAN INSTITUTION. Holocene Volcano List. https://volcano.si.edu/ [online]. Dostupné online. 
  46. Oregon State University. Submarine Volcanoes. https://volcano.oregonstate.edu/ [online]. Dostupné online. 
  47. Oregon State University. Researchers discover deepest known underwater volcanic eruption. https://today.oregonstate.edu/ [online]. 2018-10-23. Dostupné online. 
  48. Smithsonian Institution. Kama'ehuakanaloa. https://volcano.si.edu [online]. Dostupné online. 
  49. Matt Wiliams. What is the difference between active and dormant volcanoes?. phys.org [online]. 2016-09-16. Dostupné online. 
  50. a b c Oregon State University. How is a volcano defined as being active, dormant, or extinct?. https://oregonstate.edu/ [online]. 2010-05-13. Dostupné online. 
  51. R. Cas; J. Wright. Volcanic Successions Modern and Ancient: A geological approach to processes, products and successions. [s.l.]: Springer Science & Business Media, 2012-12-06. 294 s. Dostupné online. ISBN 978-94-009-3167-1. S. 528. (angličtina) 
  52. Moh Habib Asyhad. Prof. Dr. Katili: Tak Pernah Ada Gunung Api Mati. https://intisari.grid.id/ [online]. 2014-02-14. Dostupné online. (indonéština) 
  53. a b c Yellowstone Volcano Observatory. Active dormant and extinct clarifying confusing classifications. https://www.usgs.gov [online]. 2022-10-10. Dostupné online. 
  54. a b Stephen A. Nelson. Volcanic Hazards & Prediction of Volcanic Eruptions. http://www2.tulane.edu/ [online]. 2016-10-04. Dostupné online. 
  55. Supriyati Andrestuti; EkoTeguh Paripurno; Hendra Gunawan; Agus Budianto; Devy Syahbana; John Pallister. Character of community response to volcanic crises at Sinabung and Kelud volcanoes [online]. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 2019-09-15. Dostupné online. (angličtina) 
  56. Jacob B. Lowenstern; Robert B. Smith; David P. Hill. Monitoring super-volcanoes: geophysical and geochemical signals at Yellowstone and other large caldera systems [online]. Philosophical Transactions of the Royal Society A: Mathematical, Physical and Engineering Sciences. Dostupné online. (angličtina) 
  57. C. A. Chesner; W. I. Rose; A. Deino; R. Drake; J. A. Westgate. Eruptive History of Earth's Largest Quaternary caldera (Toba, Indonesia). GEOLOGY [online]. 1991-03. Dostupné online. 
  58. Pavla Gürtlerová. Hora Říp. http://lokality.geology.cz/ [online]. 2015-05-04. Dostupné online. 
  59. Vladislav Rapprich. Chmelník. http://lokality.geology.cz/ [online]. 2017-10-10. Dostupné online. 
  60. JANOŠKA, Martin. Sopky a sopečné vrchy České republiky. 1. vyd. Praha: Academia, 2013. 415 s. ISBN 978-80-200-2231-8. S. 80–81. 
  61. JANOŠKA, Martin. Sopky a sopeční vrchy České republiky. 1. vyd. Praha: Academia, 2013. 415 s. ISBN 9788020022318. S. 76–77. 
  62. BÍNA, Jan; DEMEK, Jaromír. U nížin do hor: geomorfologické jednotky České republiky. 1. vyd. Praha: Academia, 2012. 343 s. ISBN 978-80-200-2026-0. S. 114. 
  63. Mayon. volcano.oregonstate.edu [online]. 2011-04-28. Dostupné online. 
  64. Bradford Washburn. Mount Everest Mapa 1:50 000. [s.l.]: National Geographic Society, 1991. ISBN 3-85515-105-9. (angličtina) 
  65. Grant Kaye. USING GIS TO ESTIMATE THE TOTAL VOLUME OF MAUNA LOA VOLCANO, HAWAI`I. https://web.archive.org/ [online]. [cit. 2022-09-15]. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 2009-01-25. 
  66. V. R. Troll; T. R. Walter; H. U. Schmincke. Cyclic caldera collapse: Piston or piecemeal subsidence? Field and experimental evidence [online]. Geology, 2002-02-01. Dostupné online. (angličtina) 
  67. B. E. Sawe. What Are The Differences Between A Volcanic Caldera And A Volcanic Crater?. https://www.worldatlas.com/ [online]. 2017-10-24. Dostupné online. 
  68. Giuseppe Mastrolorenzo; Danilo M. Palladino; Lucia Pappalardová; Sergio Rossano. Probabilistic-Numerical assessment of pyroclastic current hazard at Campi Flegrei and Naples city: Multi-VEI scenarios as a tool for full-scale risk management [online]. PLOS One, 2017-10-11. Dostupné online. (angličtina) 
  69. HOW MANY VOLCANIC ERUPTIONS OCCUR EVERY YEAR?. https://www.volcanodiscovery.com/ [online]. Dostupné online. 
  70. M. T. Gudmundsson a spol. Gradual caldera collapse at Bárdarbunga volcano, Iceland, regulated by lateral magma outflow [online]. Science, 2016-07-15. Dostupné online. (angličtina) 
  71. D. R. Shelly; W. A. Thelen. Anatomy of a Caldera Collapse: Kīlauea 2018 Summit Seismicity Sequence in High Resolution [online]. Geophysical Research Letters, 2019-12-04. Dostupné online. (angličtina) 
  72. John Seach. Somma Volcano - John Seach. http://volcanolive.com [online]. Dostupné online. 
  73. A. Geyer; J. Martí. Stress fields controlling the formation of nested and overlapping calderas: Implications for the understanding of caldera unrest [online]. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 2009-04-10. Dostupné online. (angličtina) 
  74. Questions About Supervolcanoes. https://www.usgs.gov/ [online]. Dostupné online. 
  75. J. Rougier; S. Sparks; K. Cashman; S. Brown. The global magnitude-frequency relationship for large explosive volcanic eruptions [online]. Earth and Planetary Science Letters, 2017-11-29. Dostupné online. (angličtina) 
  76. R. L. Christiansen; H. R. Blank. Volcanic Stratigraphy of the Quaternary Rhyolite Plateau in Yellowstone National Park [online]. USGS, 1972. Dostupné online. (angličtina) 
  77. C. Oppenheimer. Limited global change due to the largest known Quaternary eruption, Toba ≈74 kyr BP? [online]. Quaternary Science Reviews, 2002-08. Dostupné online. (angličtina) 
  78. a b Yellowstone Volcano Observatory. A personal commentary: Why I dislike the term "supervolcano" (and what we should be saying instead). https://www.usgs.gov/ [online]. 2019-10-07. Dostupné online. 
  79. Alexey Piskareva; Daria Elkina. Giant caldera in the Arctic Ocean: Evidence of the catastrophic eruptive event [online]. Scientific Reports, 2017-04-10. Dostupné online. (angličtina) 
  80. USGS. Volcanoes Can Affect Climate. https://www.usgs.gov/ [online]. Dostupné online. 
  81. BOHÁČ, Roman. Sopky. Praha, 2012. Semestrální práce. ČVUT v Praze Fakulta stavební. . Dostupné online.
  82. Thorvaldur Thordarson; S. Self; Niels Oskarsson; T. Hulsebosch. Sulfur, chlorine, and fluorine degassing and atmospheric loading by the 1783-1784 AD Laki (Skaft??r Fires) eruption in Iceland [online]. Bulletin of Volcanology, 1996-09. Dostupné online. (angličtina) 
  83. Islandské erupce. https://sites.google.com/site [online]. Dostupné online. 
  84. https://www.gli.cas.cz/cs/system/files/users/public/ackerman_15/Prednaska_Geo.end.proc/12_Geochemie_kura2.pdf
  85. a b G. K. Czamanske; V. A. Fedorenko. The Demise of the Siberian Plume. http://www.mantleplumes.org [online]. 1998. Dostupné online. 
  86. Sopečné tvary. https://sites.google.com/site [online]. Dostupné online. 
  87. National Park Service. Fissure Volcanoes. https://www.nps.gov/ [online]. Dostupné online. 
  88. Photovolcanica. Detailed view of Extrusion Lobe collapse, Sinabung Volcano. https://www.youtube.com/ [online]. 2014-01-22. Dostupné online. 
  89. a b POKORNÁ, Věra. Porovnání morfologie vulkanických tvarů v ČR a ve vulkanicky aktivních oblastech. České Budějovice, 2019. 82 s. Bakalářská práce. Jihočeská univerzita v Českých Budějovicích, Pedagogická fakulta. Vedoucí práce Mgr. Jan Flašar. s. 14. Dostupné online.
  90. USGS. About Volcanoes. https://www.usgs.gov/ [online]. Dostupné online. 
  91. Jan Jelínek. Geologie, Primární geologická tělesa. https://www.fsv.cvut.cz/ [online]. Dostupné online. 
  92. HRUDKOVÁ, Kristýna. Kvantifikace staveb a magmatických textur ryolitových extruzivních dómů. Praha, 2012. 47 s. Bakalářská práce. Univerita Karlova v Praze. Vedoucí práce Ondřej Lexa. s. 7. Dostupné online.
  93. a b c Oregon State University. Types of lava domes. https://volcano.oregonstate.edu/ [online]. Dostupné online. 
  94. USGS. 1980 Cataclysmic Eruption. https://www.usgs.gov/ [online]. Dostupné online. 
  95. Freie Universität Berlin. Types of Volcanoes: Cinder Cones. https://www.geo.fu-berlin.de/ [online]. Dostupné online. 
  96. Scott Elias; David Alderton. Encyclopedia of Geology. [s.l.]: Academic Press, 2020. 5622 s. Dostupné online. ISBN 978-0081029084. (angličtina) 
  97. National Geographic. Types of Volcanic Cones. https://education.nationalgeographic.org/ [online]. Dostupné online. 
  98. C. A. Wood. Cindercones on Earth, Moon and Mars. LUNAR AND PLANETARY SCIENCE [online]. 1979. Dostupné online. 
  99. a b Oregon State University. Hydrovolcanic Landforms. https://volcano.oregonstate.edu/ [online]. Dostupné online. 
  100. a b National Park Service. Maars and Tuff Rings. https://www.nps.gov/ [online]. 2022-05-16. Dostupné online. 
  101. Jan Petránek. maar. http://www.geology.cz/ [online]. Dostupné online. 
  102. Otakar Brandos. Vulkanologický slovník, sopky a erupce. https://www.treking.cz/ [online]. 2016-03-18. Dostupné online. 
  103. Eichholzmaar Steffeln. https://www.eifel.info [online]. Dostupné online. 
  104. L. Siebert; T. Simkin; P. Kimberly. Volcanoes of the World. [s.l.]: University of California Press, 2001. 551 s. Dostupné online. ISBN 9780520268777. (angličtina) 
  105. J. E. Begét; D. M. Hopkins; S. D. Charron. The Largest Known Maars on Earth, Seward Peninsula, Northwest Alaska [online]. ARCTIC, 1995-10-05. Dostupné online. (angličtina) 
  106. Oregon State University. Dieng Volcanic Complex. https://volcano.oregonstate.edu [online]. 2010-09-29. Dostupné online. 
  107. J. P. Rafferty. Plate Tectonics, Volcanoes, and Earthquakes (Dynamic Earth). [s.l.]: Britannica Educational Pub, 2010-08-30. 312 s. Dostupné online. ISBN 978-1615301065. (angličtina) 
  108. R. Decker; B. Decker. Volcanoes. [s.l.]: W. H. Freeman, 2005-10-07. 320 s. ISBN 978-0716789291. (angličtina) 
  109. Magmatismus. http://geologie.vsb.cz [online]. Dostupné online. 
  110. a b c d e f g Hans Ulrich Schmincke. Volcanism. [s.l.]: Springer Berlin, 2003. 324 s. Dostupné online. ISBN 9783540436508. (angličtina) 
  111. Shingo Takeuchi. Preeruptive magma viscosity: An important measure of magma eruptibility [online]. Journal of Geophysical Research Atmospheres, 2011-10. Dostupné online. (angličtina) 
  112. Geological Survey of Canada. Stikine Volcanic Belt: Volcano Mountain. https://web.archive.org/ [online]. 2007-11-23 [cit. 2022-09-15]. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 2009-03-07. 
  113. Ol doinyo lengai Volcano,Tanzania. https://www.geologypage.com [online]. 2012-12-17. Dostupné online. 
  114. J. A. Naranjo. Sulphur flows at Lastarria volcano in the North Chilean Andes [online]. Nature, 1985-02-28. Dostupné online. (angličtina) 
  115. D. E. Harlov; U. B. Andersson; H. J. Förster; P. Dulski; C. Broman; J. O. Nyström. Apatite-monazite relations in the Kiirunavaara magnetite-apatite ore, Northern Sweden [online]. Chemical Geology, 2002-02. Dostupné online. (angličtina) 
  116. H. Naslund; J. E. Mungall; F. Henríquez; J. O. Nyström; H. Lledó; G. Lester. elt inclusions in silicate lavas and iron-oxide tephra of the El Laco volcano, Chile [online]. XII Congreso Geológico Chileno, 2009-11. Dostupné online. (angličtina) 
  117. Wacława Michalik. Reologie láv. https://slideplayer.cz/ [online]. Dostupné online. 
  118. a b c d USGS. Lava flows destroy everything in their path. https://www.usgs.gov [online]. Dostupné online. 
  119. USGS. Glossary - AA. https://volcanoes.usgs.gov/ [online]. Dostupné online. 
  120. Gordon A. MacDonald; Agatin T. Abbott; Frank L. Peterson. Volcanoes in the sea : the geology of Hawaii. [s.l.]: University of Hawaii Press, 1983. Dostupné online. ISBN 0824808320. S. 23. (angličtina) 
  121. Harry Pinkerton; Mike James; Alun Jones. Surface temperature measurements of active lava flows on Kilauea volcano, Hawai′i [online]. Journal of Volcanology and Geotermal Research, 2002-03-15. S. 159-176. Dostupné online. (angličtina) 
  122. Corrado Cigolini; Andrea Borgia; Lorenzo Casertano. Intra-crater activity, aa-block lava, viscosity and flow dynamics: Arenal Volcano, Costa Rica [online]. Journal of Volcanology and Geotermal Research, 1984-03. S. 155-176. Dostupné online. (angličtina) 
  123. Peter McGounis-Mark. Radar Studies of Lava Flows. https://www.lpi.usra.edu/ [online]. Dostupné online. 
  124. James Furman Kemp. A handbook of rocks for use without the microscope : with a glossary of the names of rocks and other lithological terms. [s.l.]: D. Van Nostrand, 1918. Dostupné online. S. 180, 240. (angličtina) 
  125. C. E. Dutton; William R. Halliday. Hawaiian volcanoes. [s.l.]: Annual Report U.S. Geological Survey, 1883. ISBN 978-0824829605. S. 240. (angličtina) 
  126. National Park Service. Block Flows. https://www.nps.gov [online]. Dostupné online. 
  127. J. V. Lewis. Origin of pillow lavas. [s.l.]: Bulletin of the Geological Society of America, 1914. 696 s. Dostupné online. S. 639. (angličtina) 
  128. G. Wilson; Tom Wilson; N.I. Deligne; Jim Cole. Volcanic hazard impacts to critical infrastructure: A review [online]. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 2014-09. Dostupné online. (angličtina) 
  129. Aleš Bajer; Jiří Matyášek; Klement Rejšek; Miloš Suk. Petrologie [online]. Masarykova univerzita v Brně, Mendelova zemědělská a lesnická univerzita v Brně, 2004. Dostupné online. (čeština) 
  130. Jan Petránek. pyroklastické horniny. http://www.geology.cz/ [online]. Dostupné online. 
  131. Richard V. Fischer; Hans Ulrich Schmincke. Pyroclastic Rocks. [s.l.]: Springer, 2012. 845 s. (angličtina) 
  132. R. Schmidt. Descriptive nomenclature and classification of pyroclastic deposits and fragments [online]. Geologische Rundschau, 1981-06. Dostupné online. (angličtina) 
  133. J. P. Lockwood; R. W. Hazlett. Volcanoes: Global Perspectives. [s.l.]: Wiley-Blackwell, 2010. 552 s. Dostupné online. ISBN 978-1-4051-6249-4. S. 184-185. (angličtina) 
  134. Kristen E. Fauri; Michael Manga; Zihan Wei. Trapped bubbles keep pumice afloat and gas diffusion makes pumice sink [online]. Earth and Planetary Science Letters, 2017-02-15. Dostupné online. (angličtina) 
  135. Jan Petránek. Pemza. geology.cz [online]. Dostupné online. 
  136. David Buriánek. Vulkanizmus a jeho důsledky. https://is.muni.cz/ [online]. Dostupné online. 
  137. Richard V. Fisher. LANGUAGE APPLIED TO VOLCANIC PARTICLES. volcanology.geol.ucsb.edu [online]. 1997. Dostupné online. 
  138. a b c . Procesy fragmentace bazického magmatu a rozlišení jejich produktů. Praha, 2008. 29 s. Bakalářská práce. Univerita Karlova v Praze. Vedoucí práce Vladislav Rapprich. Dostupné online.
  139. a b M. Rosi; P. Papale; L. Lupi. Guide des volcans. [s.l.]: delachaux et niestlé, 2000. ISBN 978-2-603-01204-8. S. 335. 
  140. Petr Nejedlý. SOOS – bublající mofety v přírodní rezervaci nedaleko Františkových Lázní. www.cestomila.cz [online]. 2011-06-19. Dostupné online. 
  141. Karla Panchuk. Materials Produced by Volcanic Eruptions. https://openpress.usask.ca/ [online]. 2021-08-11. Dostupné online. 
  142. Grant Heiken; Grant H. Heiken; Kenneth Wohletz. Volcanic Ash. [s.l.]: University of California Press, 1985. Dostupné online. ISBN 0520052412, ISBN 9780520052413. S. 246. (angličtina) 
  143. Staff Writer. What Is the Ratio of Water to Steam?. https://www.reference.com/ [online]. 2020-03-27. Dostupné online. 
  144. A. B. Starostin; A. A. Barmin; Oleg Melnik. A transient model for explosive and phreatomagmatic eruptions [online]. Journal of Volcanology and Geotermal Research, 2005-05. Dostupné online. (angličtina) 
  145. John Pickrell. Why deadly New Zealand volcano eruption was hard to predict. https://www.nature.com/ [online]. 2019-12-11. Dostupné online. 
  146. Elaine Lies. Japanese troops head for volcano after eruption to search for missing climbers. https://www.chathamdailynews.ca/ [online]. 2014-09-27. Dostupné online. 
  147. Pavel Bokr. Sopečná činnost a sopky. http://www.gweb.cz/ [online]. 2004-10-11. Dostupné online. 
  148. Dušan Hovorka. Sopky - Vznik, produkty, dôsledky. [s.l.]: Veda, 1990. 156 s. Dostupné online. ISBN 80-224-0014-9. (slovenština) 
  149. S. Guo; W. I. Rose; G. J. S. Bluth; I. M. Watson. Particles in the great Pinatubo volcanic cloud of June 1991: The role of ice [online]. Geochemistry Geophysics Geosystems, 2004-07. Dostupné online. (čeština) 
  150. L. Giacomelli; A. Perrotta; R. Scandone; C. Scarpati. The eruption of Vesuvius of 79 AD and its impact on human environment in Pompei [online]. Episodes, 2003-10. Dostupné online. (angličtina) 
  151. J. Luterbacher; C. Pfister. The year without a summer [online]. Nature geoscience, 2015-04. Dostupné online. (angličtina) 
  152. C. M. Vidal a spol. The 1257 Samalas eruption (Lombok, Indonesia): The single greatest stratospheric gas release of the Common Era [online]. Scientific Reports, 2016-10. Dostupné online. (angličtina) 
  153. N. W. Dunbar; N. A. Iverson; A. R. V. Eaton; M. Sigl; B. V. Alloway; A. V. Kurbatov; L. G. Mastin. New Zealand supereruption provides time marker for the Last Glacial Maximum in Antarctica [online]. Nature, 2017-09-25. Dostupné online. (angličtina) 
  154. J. Alean; R. Carniel; M. Fulle. Yellowstone Hotspot and Volcanic Activity. https://www.swisseduc.ch [online]. Dostupné online. 
  155. L. Crick a spol. New insights into the ∼ 74 ka Toba eruption from sulfur isotopes of polar ice cores [online]. Climate of the Past, 2021-10. Dostupné online. (angličtina) 
  156. L. Siebert; T. Simkin; P. Kimberly. Volcanoes of the World: Third Edition. [s.l.]: University of California Press, 2010. 568 s. Dostupné online. ISBN 978-0-520-94793-1. (angličtina) 
  157. Volcanic Explosivity Index (VEI). https://www.nps.gov [online]. Dostupné online. 
  158. C. G. Newhall; S. Self. The Volcanic Explosivity Index (VEl): An Estimate of Explosive Magnitude for Historical Volcanism [online]. Journal of Geophysical Research, 1982-02-20 [cit. 2022-09-15]. Dostupné v archivu pořízeném dne 2013-12-13. (angličtina) 
  159. a b c d J. Ball. Types of Volcanic Eruptions. https://geology.com [online]. Dostupné online. 
  160. Jessica Ball. Types of Vocanic Eruptions. https://geology.com/ [online]. Dostupné online. 
  161. Volcano Discovery. Hawaiian eruption. https://www.volcanodiscovery.com/ [online]. Dostupné online. 
  162. Volcano Discovery. strombolian eruption. https://www.volcanodiscovery.com/ [online]. Dostupné online. 
  163. Vulkánské erupce. https://sites.google.com/ [online]. Dostupné online. 
  164. Pélejské erupce. https://sites.google.com/ [online]. Dostupné online. 
  165. KINDS OF VOLCANIC ERUPTIONS. https://web.archive.org/ [online]. [cit. 2022-09-15]. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 2006-01-10. 
  166. Timothy M. Kusky. Déjà vu: Might Future Eruptions of Hunga Tonga-Hunga Ha’apai Volcano be a Repeat of the Devastating Eruption of Santorini, Greece (1650 BC)? [online]. Journal of Earth Science, 2022-01-29. Dostupné online. (angličtina) 
  167. earth observatory. Tonga Volcano Plume Reached the Mesosphere. https://earthobservatory.nasa.gov/ [online]. 2022-01-15. Dostupné online. 
  168. David A. Yuen a spol. Under the surface: Pressure-induced planetary-scale waves, volcanic lightning, and gaseous clouds caused by the submarine eruption of Hunga Tonga-Hunga Ha'apai volcano [online]. Earthquake Research Advances, 2022-07. Dostupné online. (angličtina) 
  169. Plinius mladší. Dopisy. [s.l.]: Svoboda, 1988. 392 s. Dostupné online. (čeština) 
  170. Robert Peckyno. Who was the first volcanologist?. https://volcano.oregonstate.edu [online]. 2010-05-06. Dostupné online. 
  171. https://www.researchgate.net/publication/223685847_The_25_September_2007_eruption_of_Mount_Ruapehu_New_Zealand_Directed_ballistics_surtseyan_jets_and_ice-slurry_lahars
  172. D. Byrd; S. Gonzaga. Surtsey, volcanic island, emerged in 1963. https://earthsky.org [online]. 2021-11-14. Dostupné online. 
  173. T. Karlík. Před 10 lety paralyzovala erupce islandské sopky Evropu. Teď se tam probouzí jiná oblast. https://ct24.ceskatelevize.cz [online]. 2020-04-14. Dostupné online. 
  174. Melanie Rose Auker; Robert Stephen; John Sparks; Lee Siebert; Helen Sian Crosweller; John Ewert. A statistical analysis of the global historical volcanic fatalities record [online]. Journal of Applied Volcanology, 2013-02-14. Dostupné online. (angličtina) 
  175. Shinji Takarada; Hideo Hoshizumi. Distribution and Eruptive Volume of Aso-4 Pyroclastic Density Current and Tephra Fall Deposits, Japan: A M8 Super-Eruption [online]. Frontiers in Earth Science, 2020-06-23. Dostupné online. (angličtina) 
  176. A. S. Daag; C.J. Van Westen. Cartographic modelling of erosion in pyroclastic flow deposits of Mount Pinatubo, Philippines [online]. ITC journal, 1996-01. Dostupné online. (angličtina) 
  177. Nicole K. Guinn; James E. Gardner; Mark A. Helper. Dynamic pressure evolution within the 18 May 1980 Mount St. Helens pyroclastic density current: evidence from tree damage [online]. Bulletin of Volcanology, 2022-03-18. Dostupné online. (angličtina) 
  178. Ermanno Brosch a spol. Destructiveness of pyroclastic surges controlled by turbulent fluctuations [online]. Nature Communications, 2021-12-15. Dostupné online. (angličtina) 
  179. Dennis J. Geist. Collaborative Research: Boiling-Over Pyroclastic Flows. https://vivo.nkn.uidaho.edu/ [online]. 2013. Dostupné online. 
  180. The Hazards of Pyroclastic Flows. https://education.nationalgeographic.org/ [online]. Dostupné online. 
  181. Robin Andrews. This Is How A Volcano's Pyroclastic Flow Will Kill You. https://www.forbes.com [online]. 2017-01-08. Dostupné online. 
  182. Reading: Volcanic Gases, Pyroclastic Flow, and Tephra. https://courses.lumenlearning.com [online]. Dostupné online. 
  183. C. J. Fearnley; D. Bird; K. Haynes; B. McGuire; G. Jolly. Observing the Volcano World: Volcano Crisis Communication. [s.l.]: Springer, 2018. 786 s. Dostupné online. ISBN 978-3030095840. (angličtina) 
  184. Volcano Hazards. Pyroclastic flows move fast and destroy everything in their path. https://www.usgs.gov/ [online]. Dostupné online. 
  185. P. J. Baxter; A. Neri; Micol Todesco. Physical Modelling and Human Survival in Pyroclastic Flows [online]. Natural Hazards, 1998-01. Dostupné online. (angličtina) 
  186. a b Raphaël Paris. Source mechanisms of volcanic tsunamis [online]. Philosophical Transactions of The Royal Society A Mathematical Physical and Engineering Sciences, 2015-10-28. Dostupné online. (angličtina) 
  187. Kuniaki Abe. Dominant periods of the 2004 Sumatra tsunami and the estimated source size [online]. Earth, Planets and Space, 2006-02-17. Dostupné online. (angličtina) 
  188. Hawaiian Volcano Observatory. Lava ccean entry and bench collapse. https://www.usgs.gov/ [online]. 1996-03-15. Dostupné online. 
  189. Tomáš Karlík. Tsunami, kterou před rokem způsobila erupce Krakatoa, měla na výšku přes sto metrů. https://ct24.ceskatelevize.cz/ [online]. 2019-11-29. Dostupné online. 
  190. Dana Hunter. The Underappreciated Threat of Volcanic Tsunamis. https://blogs.scientificamerican.com/ [online]. 2019-03-19. Dostupné online. 
  191. a b Fukashi Maeno; Fumihiko Imamura. Tsunami generation by a rapid entrance of pyroclastic flow into the sea during the 1883 Krakatau eruption, Indonesia [online]. Journal of Geophysical Research Atmospheres, 2011-09-23 [cit. 2022-09-15]. Dostupné v archivu pořízeném dne 2021-07-09. (angličtina) 
  192. P. Nomikou a spol. Post-eruptive flooding of Santorini caldera and implications for tsunami generation [online]. Nature Communications, 2016-11-08. Dostupné online. (angličtina) 
  193. R. Omira; R. S. Ramalho; J. Kim; P. J. González; U. Kadri; J. M. Miranda; F. Carrilho. Global Tonga tsunami explained by a fast-moving atmospheric source [online]. Nature, 2022-06-13. Dostupné online. (angličtina) 
  194. Volcano Hazards. Lahars move rapidly down valleys like rivers of concrete. https://www.usgs.gov/ [online]. Dostupné online. 
  195. Wilhelmina Feemster Jashemski. Pompeii. https://www.britannica.com/ [online]. 2022-05-27. Dostupné online. 
  196. USGS. Volcanic Ash. https://volcanoes.usgs.gov [online]. 2015-11-25. Dostupné online. 
  197. S. J. Hampton; J. W. Cole; G. Wilson; T. M. Wilson; S. Broom. Volcanic ashfall accumulation and loading on gutters and pitched roofs from laboratory empirical experiments: Implications for risk assessment [online]. Journal of Volcanology and Geotermal Research, 2015-10-01. Dostupné online. (angličtina) 
  198. D. M. Blake; Thomas M. Wilson; C. Stewart. Visibility in airborne volcanic ash: considerations for surface transportation using a laboratory-based method [online]. Natural Hazards, 2018-02-12. Dostupné online. (angličtina) 
  199. What are the special hazards from volcanic ash?. https://chis.nrcan.gc.ca/ [online]. 2020-03-19. Dostupné online. 
  200. Sesuv. http://www.geology.cz/ [online]. Dostupné online. 
  201. Volcano Hazards. Landslides are common on tall, steep, and weak volcanic cones. https://www.usgs.gov/ [online]. Dostupné online. 
  202. Kenneth A. McGee; Michael P. Doukas; Richard Kessler; Terrence M. Gerlach. Impacts of Volcanic Gases on Climate, the Environment, and People. https://www.usgs.gov/ [online]. 1997-05. Dostupné online. 
  203. USGS. Can lakes near volcanoes become acidic enough to be dangerous to people and animals?. https://www.usgs.gov [online]. Dostupné online. 
  204. Volcano Hazards. Volcanic gases can be harmful to health, vegetation and infrastructure. https://www.usgs.gov/ [online]. 2020-12-15. Dostupné online. 
  205. ÚMČ Praha 12. Povodeň 2002. https://www.praha12.cz/ [online]. 2010-09-13. Dostupné online. 
  206. Petr Brož. Když se krajinou prožene jökulhlaup. Život ve stínu sopky Katla. https://www.idnes.cz/ [online]. 2019-06-19. Dostupné online. 
  207. Peter T. Bobrowsky. ENCYCLOPEDIA of NATURAL HAZARDS. [s.l.]: Springer, 2013-01. 1176 s. Dostupné online. ISBN 978-9048186990. (angličtina) 
  208. Volcano Hazards. Lava flows destroy everything in their path. https://www.usgs.gov/ [online]. Dostupné online. 
  209. C. M. Riley. Volcanic Earthquakes. http://www.geo.mtu.edu/ [online]. Dostupné online. 
  210. Pordur Arason; Alec J. Bennett; Laura E. Burgin. Charge mechanism of volcanic lightning revealed during the 2010 eruption of Eyjafjallajökull [online]. Journal of Geophysical Research Atmospheres, 2011-12-14. Dostupné online. (angličtina) 
  211. Keri Nicoll a spol. First In Situ Observations of Gaseous Volcanic Plume Electrification [online]. Geophysical Research Letters, 2019-03-25. Dostupné online. (angličtina) 
  212. F. N. Spiess a spol. East Pacific Rise: Hot Springs and Geophysical Experiments [online]. Science, 1980-04. Dostupné online. (angličtina) 
  213. Weird Geology: Geysers. http://www.unmuseum.org/ [online]. Dostupné online. 
  214. Hawaiian Volcano Observatory. Volcano Watch — Here's the dirty truth about mud volcanoes. https://www.usgs.gov [online]. 2005-10-13. Dostupné online. 
  215. Adriano Mazzini; Giuseppe Etiope. Mud volcanism: An updated review [online]. Earth-Science Reviews, 2017-05. Dostupné online. (angličtina) 
  216. Lyobomir I. Dimitrov. Mud volcanoes—the most important pathway for degassing deeply buried sediments [online]. Earth-Science Reviews, 2002-01-31. Dostupné online. (angličtina) 
  217. bož. Záhada masivní exploze v Kaspickém moři trvá. Podle Baku to byla bahenní sopka. https://www.novinky.cz [online]. 2021-07-05. Dostupné online. 
  218. F. Tassi; D. Rouwet. An overview of the structure, hazards, and methods of investigation of Nyos-type lakes from the geochemical perspective [online]. Journal of Limnology, 2014-01. Dostupné online. (angličtina) 
  219. D. Rouwet; B. Christenson; F. Tassi; J. Vandemeulebrouck. Volcanic Lakes. [s.l.]: Springer, 2015-03-17. 542 s. Dostupné online. ISBN 978-3642368325. (angličtina) 
  220. G. W. Kling a spol. The 1986 Lake Nyos Gas Disaster in Cameroon, West Africa [online]. Science, 1987-05. Dostupné online. (angličtina) 
  221. Editors of Encyclopaedia Britannica. volcanology. https://www.britannica.com [online]. Dostupné online. 
  222. Stephen R. McNutt. Seismic Monitoring of Volcanoes: A Review of the State-of-the-Art and Case Histories [online]. Springer, 1996. Dostupné online. (angličtina) 
  223. Li Cohen. A "swarm" of over 20,000 earthquakes has rocked Iceland in the past 10 days — and it could spark a volcanic eruption. https://www.cbsnews.com [online]. 2021-03-05. Dostupné online. 
  224. Diana C. Roman; Katharine V. Cashman. The origin of volcano-tectonic earthquake swarms [online]. Geology, 2006-06-01. Dostupné online. (angličtina) 
  225. Robert Peckyno. How are volcanoes and earthquakes related?. https://volcano.oregonstate.edu [online]. 2010-05-24. Dostupné online. 
  226. Lukáš Marek. Záhadná zemětřesení. Západ Čech je rarita díky neznámé síle, říká vědec. https://www.seznamzpravy.cz [online]. 2021-04-24. Dostupné online. 
  227. M. Ripepe; E. Marchetti; D. Delle Donne; R. Genco; L. Innocenti; G. Lacanna; S. Valade. Infrasonic Early Warning System for Explosive Eruptions [online]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 2018-10-31. Dostupné online. (angličtina) 
  228. Committee on Earth Observation Satellites. Eruption of Calbuco, Chile. https://ceos.org [online]. Dostupné online. 
  229. Hawaiian Volcano Observatory. Deformation Monitoring Tracks Moving Magma and Faults. https://www.usgs.gov [online]. Dostupné online. 
  230. Milan Lazecký; Pavel Bláha. Družicová radarová interferometrie pro sledování deformací. https://www.geotest.cz/ [online]. Dostupné online. 
  231. VOLCANIC GASES. http://sci.sdsu.edu [online]. Dostupné online. 
  232. Mount St. Helens. Monitoring of Thermal Features at Mount St. Helens. https://www.usgs.gov [online]. Dostupné online. 
  233. P. J. Johnson; G. A. Valentine; P. H. Stauffer; C. S. Lowry; I. Sonder; B. A. Pulgarín; C. C. Santacoloma. Groundwater drainage from fissures as a source for lahars [online]. Bulletin of Volcanology, 2018-03-22. Dostupné online. (angličtina) 
  234. S. Petrosino. Groundwater geochemistry of the Mt. Vesuvius area: Implications for volcano surveillance and relationship with hydrological and seismic signals [online]. Annals of geophysics = Annali di geofisica, 2013-11. Dostupné online. (angličtina) 
  235. J. Zlotnicki; M. Bof; L. Perdereau; P. Yvetot; W. Tjetjep; R. Sukhyar; M. A. Purbawinata. Magnetic monitoring at Merapi volcano, Indonesia [online]. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 2000-07. Dostupné online. (angličtina) 
  236. J. Seach. Decade Volcanoes - John Seach. http://volcanolive.com [online]. Dostupné online. 
  237. Kenozoický vulkanismus Českého masivu. https://pruvodce.geol.cechy.sci.muni.cz [online]. Dostupné online. 
  238. Jan Klika. Vulkanická činnost v Česku. Nehrozí u nás výbuch sopky?. https://www.avcr.cz [online]. 2020-12-21. Dostupné online. 
  239. a b c d e Ivo Chlupáč; Rostislav Brzobohatý; Jiří Kovanda; Zdeněk Straník. Geologická minulost České republiky. [s.l.]: Academia Praha, 2002. 436 s. ISBN 80-200-0914-0. (čeština) 
  240. 3. Barrandiensko-tepelská oblast - bohemikum. http://geologie.vsb.cz [online]. Dostupné online. 
  241. Barrandien. http://pruvodce.geol.cechy.sci.muni.cz [online]. Dostupné online. 
  242. M. Suk. Přehled geologických jednotek Českého masivu. https://pruvodce.geol.cechy.sci.muni.cz [online]. Dostupné online. 
  243. H. J. Behr a spol. Crustal structure of the Saxothuringian zone: Results of the deep seismic profile MVE-90(East). [online]. Zeitschrift für Geologische Wissenschaften, 1994-01. Dostupné online. (němčina) 
  244. M. Wilson; H. Downes. Tertiary—Quaternary Extension-Related Alkaline Magmatism in Western and Central Europe [online]. Journal of Petrology, 1991-08. Dostupné online. (angličtina) 
  245. J. Ulrych; E. Pives; M. Lang; K. Balogh; V. Kropáček. Cenozoic intraplate volcanic rock series of the Bohemian Massif: a review [online]. Geolines, 1999-09. Dostupné online. (angličtina) 
  246. 11. Kvartérní vývoj na území České republiky. http://geologie.vsb.cz [online]. Dostupné online. 
  247. Jan Buriánek. Geolog uměl posluchače překvapit. https://chebsky.denik.cz [online]. 2010-03-08. Dostupné online. 
  248. Prirodovedci.cz. Zeptali jsme se vědců: Kde vznikají geologické zlomy a jak souvisejí s teplými prameny? Zdroj: https://www.lidovky.cz/orientace/veda/zeptali-jsme-se-vedcu-kde-vznikaji-geologicke-zlomy-a-jak-souviseji-s-teplymi-prameny.A161114_162923_ln_veda_ape?galerie. https://www.lidovky.cz [online]. 2016-11-19. Dostupné online. 
  249. Mark A. Wieczorek a spol. The Constitution and Structure of the Lunar Interior [online]. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 2006-01. Dostupné online. (angličtina) 
  250. M. H. Carr. The Surface of Mars. [s.l.]: Cambridge University Press, 2007. 322 s. Dostupné online. ISBN 978-0521872010. (angličtina) 
  251. C. M. Dundas; G. E. Cushing; L. P. Keszthelyia. The Flood Lavas of Kasei Valles, Mars [online]. Icarus, 2018-11-22. Dostupné online. (angličtina) 
  252. ESA. Glacial, volcanic and fluvial activity on Mars: latest images. https://www.esa.int/ [online]. 2005-02-25. Dostupné online. 
  253. David G. Horvath; Pranabendu Moitra; Christopher W. Hamilton; Robert A. Craddock; Jeffrey C. Andrews-Hannaa. Evidence for geologically recent explosive volcanism in Elysium Planitia, Mars [online]. Icarus, 2021-09-01. Dostupné online. (angličtina) 
  254. D. L. Bindschadler. Magellan: A new view of Venus' geology and geophysics [online]. Dynamics of the Solid Earth and Other Planets, 1995-07. Dostupné online. (angličtina) 
  255. Anna J. P. Gülcher; Taras V. Gerya; Laurent G. J. Montési; Jessica Munch. Corona structures driven by plume–lithosphere interactions and evidence for ongoing plume activity on Venus [online]. Nature Geoscience, 2020-07-20. Dostupné online. (angličtina) 
  256. Oregon State University. Venus. https://volcano.oregonstate.edu/ [online]. Dostupné online. 
  257. Io. http://www.astronoo.com/ [online]. Dostupné online. 
  258. Robert G. Strom; Richard J. Terrile; Harold Masursky; Candice Hansen. Volcanic eruption plumes on Io [online]. Nature, 1979-08-30. Dostupné online. (angličtina) 
  259. Cassini Finds an Atmosphere on Saturn's Moon Enceladus. http://www.pparc.ac.uk [online]. 2006-01-15 [cit. 2022-09-15]. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 2007-03-10. 
  260. David L. Chandler. Hydrocarbon volcano discovered on Titan. http://www.newscientist.com [online]. 2005-06-08 [cit. 2022-09-15]. Dostupné v archivu pořízeném z originálu dne 2011-10-17. 
  261. Lauren R. Marshall; Elena C. Maters; Anja Schmidt; Claudia Timmreck; Alan Robock; Matthew Toohey. Volcanic effects on climate: recent advances and future avenues [online]. Bulletin of Volcanology, 2022-05. Dostupné online. (angličtina) 
  262. a b Volcano Hazards. Volcanoes Can Affect Climate. https://www.usgs.gov [online]. Dostupné online. 
  263. Mang Hin Kok; Tsz-cheung Lee. Volcanoes, weather and climate. https://www.hko.gov.hk [online]. 2011-08. Dostupné online. 
  264. Jihong Cole-Dai. Volcanoes and climate [online]. Wiley interdisciplinary reviews: Climate Change, 2010-11. Dostupné online. (angličtina) 
  265. a b Climate Cooling. https://volcano.oregonstate.edu [online]. Dostupné online. 
  266. Richard B. Stothers. The Great Tambora Eruption in 1815 and Its Aftermath [online]. Science, 1984-06-15. Dostupné online. (angličtina) 
  267. 1816: The Year Without a Summer. https://www.newenglandhistoricalsociety.com [online]. Dostupné online. 
  268. Alan Robock; Caspar M. Ammann; Luke Oman; Drew Shindell; Samuel Levis; Georgiy Stenchikov. Did the Toba volcanic eruption of ∼74 ka B.P. produce widespread glaciation? [online]. Journal of Geophysical Research Atmospheres, 2009-05-27. Dostupné online. (angličtina) 
  269. Michael R. Rampino; Stephen Self. Climate–Volcanism Feedback and the Toba eruption of ~74,000 Years Ago [online]. Quaternary Research, 1992-05-05 [cit. 2022-09-15]. Dostupné v archivu pořízeném dne 2011-10-21. (angličtina) 
  270. Yunqian Zhu; Owen B. Toon; Eric J. Jensen; Charles G. Bardeen; Michael J. Mills; Margaret A. Tolbert; Pengfei Yu. Persisting volcanic ash particles impact stratospheric SO2 lifetime and aerosol optical properties [online]. Nature Communications, 2020-09-10. Dostupné online. (angličtina) 
  271. A. Branscombe. Volcanic Ash Contributes to Climate Cooling. https://eos.org [online]. 2016-10-25. Dostupné online. 
  272. The control of volcanic column heights by eruption energetics and dynamics [online]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 1978-04. Dostupné online. (angličtina) 
  273. Global tracking of the SO2 clouds from the June, 1991 Mount Pinatubo eruptions [online]. Geophysical Research Letters, 1992-02. Dostupné online. (angličtina) 
  274. Bill Chappell. Tonga's volcano sent tons of water into the stratosphere. That could warm the Earth. https://www.npr.org [online]. 2022-08-03. Dostupné online. 
  275. S. Dutfield. The 5 mass extinction events that shaped the history of Earth — and the 6th that's happening now. https://www.livescience.com [online]. 2021-05-17. Dostupné online. 
  276. David P. G. Bond; S. E. Grasby. Late Ordovician mass extinction caused by volcanism, warming, and anoxia, not cooling and glaciation [online]. Geology, 2020-05-18. Dostupné online. (angličtina) 
  277. G. Racki; M. Rakociński; L. Marynowski; P. B. Wignall. Mercury enrichments and the Frasnian-Famennian biotic crisis: A volcanic trigger proved? [online]. Geology, 2018-04-26. Dostupné online. (angličtina) 
  278. B. Oskin. Earth's Greatest Killer Finally Caught. https://www.livescience.com [online]. 2013-12-12. Dostupné online. 
  279. The Siberian Traps - Area and Volume. https://www.le.ac.uk [online]. Dostupné online. 
  280. A. Saunders; M. Reichow. The Siberian Traps and the End-Permian mass extinction: a critical review [online]. Chinese Science Bulletin, 2009. Dostupné online. (angličtina) 
  281. M. K. Reichow a spol. The timing and extent of the eruption of the Siberian Traps large igneous province: Implications for the end-Permian environmental crisis [online]. Earth and Planetary Science Letters, 2008-11-18. Dostupné online. (angličtina) 
  282. B. Cascales-Miňana; C. J. Cleal. The plant fossil record reflects just two great extinction events [online]. 2014. Dostupné online. (angličtina) 
  283. S. M. Stanley. Estimates of the magnitudes of major marine mass extinctions in earth history [online]. Proceedings of the National Academy of Sciences, 2016-10-03. Dostupné online. (angličtina) 
  284. University of Bristol. World's greatest mass extinction triggered switch to warm-bloodedness. https://phys.org [online]. 2020-10-16. Dostupné online. 
  285. J. Chu. Huge and widespread volcanic eruptions triggered the end-Triassic extinction. https://news.mit.edu [online]. 2013-03-21. Dostupné online. 
  286. C. Dessert; B. Dupré; L. M. François; J. Schott; J. Gaillardet; G. Chakrapani; S. Bajpai. Erosion of Deccan Traps determined by river geochemistry: impact on the global climate and the 87Sr/86Sr ratio of seawater [online]. Earth and Planetary Science Letters, 2001-06. Dostupné online. (angličtina) 
  287. J. A. Talent. Earth and Life: Global Biodiversity, Extinction Intervals and Biogeographic Perturbations Through Time. [s.l.]: Springer, 2012-01. 1000 s. Dostupné online. ISBN 978-90-481-3427-4. (angličtina) 
  288. B. Bosker. THE NASTIEST FEUD IN SCIENCE. https://www.theatlantic.com [online]. 2018-09. Dostupné online. 
  289. D. Jablonski. Extinctions in the fossil record [online]. Royal Society, 1994-04-29. Dostupné online. (angličtina) 
  290. M. Russell. First Life [online]. American Scientist, 2006-01. Dostupné online. (angličtina) 
  291. Kacey Deamer. Magma Power: Scientists Drill into Volcano to Harness its Energy. https://www.livescience.com [online]. 2017-02-09. Dostupné online. 
  292. EkoList. Geotermální energie v ČR - Zapomenuté teplo z hlubin. https://ekolist.cz [online]. 2005-03-21. Dostupné online. 
  293. Joseph Kiprop. Why Is Volcanic Soil Fertile?. https://www.worldatlas.com [online]. 2019-01-18. Dostupné online. 
  294. Dian Fiantis; Frisa Irawan Ginting; Gusnidar; M. Nelson; Budiman Minasny. Volcanic Ash, Insecurity for the People but Securing Fertile Soil for the Future [online]. Sustainability, 2019-05-31. Dostupné online. (angličtina) 
  295. G. Marcari; G. Fabbrocino; G. Manfredi. Shear Seismic Capacity Of Tuff Masonry Panels In Heritage Constructions [online]. WIT Press, 2007. Dostupné online. (angličtina) 
  296. M arie Jackson; Fabrizio Marra; R. L. Hay; C. Cawood; E. M. Winkler. The judicious selection and preservation of tuff and travertine building stone in ancient Rome [online]. Journal of Archaeometry, 2005-09. Dostupné online. (angličtina) 
  297. Ian Conrich; Hermann Mückler; Colin Richards. Rapa Nui - Easter Island : cultural and historical perspectives. [s.l.]: Frank & Timme GmbH, 2016-05-09. 250 s. Dostupné online. ISBN 978-3-7329-0265-1. (angličtina) 
  298. J. Mucha. České granáty - Linhorka v Českém středohoří. https://www.geologie-astronomie.cz [online]. Dostupné online. 
  299. K. Krejčová. Češi nafotili život v pekle. Takhle dřou horníci v sirném kráteru. https://www.idnes.cz [online]. 2015-05-07. Dostupné online. 
  300. Kurt Jones. Japan. https://volcano.oregonstate.edu/ [online]. Dostupné online. 
  301. Mark Cartwright. Mount Fuji. https://www.worldhistory.org [online]. 2017-04-12. Dostupné online. 
  302. Nell Greenfieldboyce. There She Blew! Volcanic Evidence Of The World's First Map. https://www.npr.org/ [online]. 2014-01-09. Dostupné online. 
  303. Maia Heguiaphal. When Romanticism Meets Eruptions: Volcanoes in Paintings. https://www.dailyartmagazine.com [online]. 2020-04-13. Dostupné online. 
  304. Eva Amsen. From Eruptions To Sunsets, Volcanoes Have Left Their Mark On Paintings. https://www.forbes.com [online]. 2021-03-26. Dostupné online. 

Literatura

  • Haraldur Sigurðsson. The Encyclopedia of Volcanoes. [s.l.]: Academic Press, 2015. 1456 s. ISBN 978-0-12-385938-9. (angličtina) 
  • Joan Marti; Gerald G. J. Ernst. Volcanoes and the Environment. [s.l.]: Academic Press, 2008. 488 s. ISBN 978-0521597258. (angličtina) 
  • JAKEŠ, Petr. Vlny hrůzy: zemětřesení, sopky a tsunami. Praha: Nakladatelství Lidové noviny, 2005. ISBN 80-7106-772-5
  • RAPPRICH, Vladislav. Za sopkami po Čechách. 1. vyd. Praha: Grada Publishing, 2012. 240 s. ISBN 978-80-247-3796-6. 

Související články

Externí odkazy

Média použitá na této stránce

Flag of Guatemala.svg
The flag of Guatemala, official since 1871.
Flag of Indonesia.svg
bendera Indonesia
A lahar on the east side of Pinatubo volcano.jpg
A lahar, or volcanic mudflow, fills the banks of the Pasig-Potrero River on the east side of Pinatubo volcano in the Philippines on October 13, 1991. The lahar moved at a velocity of 3-5 m/sec, and carried a few meter-sized boulders. This lahar was not directly produced by an eruption, but was triggered by minor rainfall, which remobilized thick deposits of ash and pumice that blanketed the landscape. Devastating mudflows occurred at Pinatubo for years after the catastrophic 1991 eruption.
Radobyl CZ basalt debris 268.jpg
Vrch Radobýl u Litoměřic. Čedičová suť v opuštěném kamenolomu.
Ukinrek eruption 1977.jpg
"Aerial view of a phreatomagmatic eruption of the East Maar of Ukinrek Maars. The smaller West Maar is visible in the foreground of the image. The Ukinrek Maars are located on the south shore of Becharof Lake on the Alaska Peninsula; the maar craters formed during a 10-day eruption in March and April of 1977.

Image courtesy of the photographer.

Please cite the photographer when using this image."
Isola vulcano.jpg
Vulcano Island
Laki fissure (2).jpg
Autor: Chmee2/Valtameri, Licence: CC BY-SA 3.0
Pohled na prasklinu ve středu sopky Laki, Island
Volcanic-ash-downfall map of Mt.Fuji Hoei-eruption01.jpg
(c) 内閣府防災のページ, CC BY 4.0
Ashfall distribution map for examining disaster prevention measures (Mt. Fuji Hoei eruption)
Oceanic spreading.svg
Autor: Surachit, Licence: CC BY-SA 3.0
Shows how ocean ridges are formed, lithosphere subducted at trenches; good for understanding plate tectonics.
MtStHelens Mushroom Cloud.jpg
Autor: Rocky Kolberg, Licence: CC BY-SA 3.0
Mt. St. Helens mushroom cloud, 40 miles wide and 15 miles high. Camera location: Toledo, Washington, 35 miles west-northwest of the mountain. The picture is a composite of about 20 separate images.
Toba Landsat satellite image.jpg
Toba, the Earth's largest Quaternary caldera, is seen here in a NASA Landsat satellite image (with north to the top). The 35 x 100 km caldera, partially filled by Lake Toba, was formed during four major ignimbrite-forming eruptions in the Pleistocene, the latest of which occurred about 74,000 years ago. The large island of Samosir is a resurgent uplifted block. The solfatarically active Pusukbukit volcano was later constructed near the south-central caldera rim, and Tandukbenua volcano on the NW rim may be only a few hundred years old.
NS Prokopské údolí - butovickým hradištěm, zastavka 04, Hemrovy skaly+Nove Butovice (01).jpg
Autor: Czeva, Licence: CC BY-SA 3.0
Praha - Jinonice, naučná stezka Prokopské údolí – butovickým hradištěm, zastávka č. 4.
Petrie Bight Retaining Wall, Queen Street, Brisbane 03.jpg
Autor: Kgbo, Licence: CC BY-SA 4.0
Petrie Bight Retaining Wall, Queen Street, Brisbane
Mayon Volcano eruption at Daraga Church.jpg
Autor: Jaycee Esmeria, Licence: CC BY-SA 4.0
The perfect-coned volcano erupts as seen from the Our Lady of the Gate Parish Church, Daraga, Albay
Sabbatical leave to White Island, New Zealand; January 2019 (07).jpg
Autor: luca.sartoni, Licence: CC BY-SA 2.0
Sabbatical leave to White Island, New Zealand.
Pele by David Howard Hitchcock, c. 1929.jpg
Pele by David Howard Hitchcock, c. 1929, previously displayed in the Kilauea Visitor Center of Hawaii Volcanoes National Park
Sutomsky vrch CZ from Kostal 0524.jpg
České středohoří. Pohled na Sutomský vrch (505 m) od jjv. z Košťálu (481 m). Uprostřed viditelná nejhořejší část osady Sutom s kostelem sv. Petra a Pavla, v pozadí v zákrytu nad sebou Ostrý (553 m) a Milešovka (837 m).
Volcan de Colima Sept 2009.JPG
Autor: Universidad de Colima, Licence: CC BY-SA 4.0
Volcan de Colima aerial view, November 2009
Mount St. Helens, Columbia River, Oregon by Albert Bierstadt.jpg
Mount St. Helens, Columbia River, Oregon by Albert Bierstadt, 1889, oil on canvas, 18 x 32 1/2in
Diamond Head Tuff Cone in Oahu Hawaii USA.jpg
Autor: Steve Jurvetson (jurvetson on Flickr) https://www.flickr.com/people/jurvetson/, Licence: CC BY 2.0
Aerial view of Diamond Head tuff cone in Oahu, Hawaii, USA.
Eyjafjallajökull plumes-2010-05-01.jpg
Autor: anjči from London, UK, Licence: CC BY 2.0
Eyjafjallajökull / Iceland
Stromboli animiert 800x600.gif
Autor: Jens Bludau, Licence: CC BY-SA 3.0
Eruption of Stromboli (animated)
Maare.jpg
Autor: Martin Schildgen, Licence: CC-BY-SA-3.0
3 waterfilled maars in the Eifel, Germany. „Dauner Maare“ (Gemündener Maar, Weinfelder Maar, SchalkenmehrenerMaar).
The Eifel has 75 maars, 9 thereof are waterfilled. Eifel-Maars are the classical example worldwide. Volcanos, generating maars (the phreatomagmatic eruption type) are also found in other parts of Europe and on other continents.
Calbuco22-4-15.jpg
Autor: Aeveraal, Licence: CC BY-SA 4.0
Eruption of Calbuco seen from the city Puerto Varas.
Yellowstone magma chamber.jpg
Underlying magma chamber
Ridge render.jpg
This is a rendering of an ocean ridge.
Active Margin-fr.svg
Autor: en:User:Booyabazooka, Licence: CC0
Schéma d'une marge active.
Olympus Mons.jpg
A composite image of Olympus Mons on Mars, the tallest known volcano and mountain in the Solar System.
Andhika bayu nugraha-taman nasional bromo tengger semeru.jpg
Autor: Andhika bayu nugraha, Licence: CC BY-SA 4.0
Andhika Bayu Nugraha - Bromo Tengger National Park Semeru (translation of caption)
Taal volcano 2021.gif
Dark phreatomagmatic plume from Taal's eruption, 3:16pm, 1 July 2001
Hawaiian Eruption-numbers.svg
© Sémhur / Wikimedia Commons, CC BY-SA 4.0
Scheme of a hawaiian eruption.
  • 1. Ash plume
  • 2. Lava fountain
  • 3. Crater
  • 4. Lava lake
  • 5. Fumaroles
  • 6. Lava flow
  • 7. Layers of lava and ash
  • 8. Stratum
  • 9. Sill
  • 10. Magma conduit
  • 11. Magma chamber
  • 12. Dike
  • Erupción Volcán Calbuco (17062565578).jpg
    Autor: Carolina Barría Kemp, Licence: CC BY-SA 2.0

    Puerto Montt, Región de Los Lagos, Chile 22/04/2015

    Puerto Montt City, Lakes District, Chile 04/22/2015
    Explosion near summit of West Mata submarine volcano.png
    Explosion near summit of West Mata volcano throws ash and rock. Molten lava glows below. Image is about six feet across in an eruptive area about 100 yards that runs along the summit. Pacific Ocean, Northeast Lau Basin, Fiji area.
    Crater Lake in Summer 1, Crater Lake National Park.jpg
    A view from the West Rim, taken near the Lightning Springs Picnic Area.
    ReunionFournaise GPSMonitoringStation.JPG
    Autor: B.navez, Licence: CC BY-SA 3.0
    Monitoring station (differential GPS) used by the volcanologic observatory to watch the deformations of the Piton de la Fournaise volcano, on Réunion island
    Eruzione Etna 19 07 2019 (48329488371).jpg
    Autor: andrea, Licence: CC BY-SA 2.0
    Eruzione Etna 19 07 2019
    Expl2304 - Flickr - NOAA Photo Library.jpg
    Superheated molten lava, about 2200 degrees Fahrenheit, is about to explode into the water in this image. The area in view is about 6-10 feet across. Pacific Ocean, Northeast Lau Basin, Fiji area.
    Vesuvius1822scrope.jpg
    "The Eruption of Vesuvius as seen from Naples, October 1822" published by V. Day & Son.
    Subglacial Eruption-numbers.svg
    © Sémhur / Wikimedia Commons, CC BY-SA 4.0
    Scheme of a subglacial eruption.
  • 1. Water vapor cloud
  • 2. Lake
  • 3. Ice
  • 4. Layers of lava and ash
  • 5. Stratum
  • 6. Pillow lava
  • 7. Magma conduit
  • 8. Magma chamber
  • 9. Dike
  • Okraje tektonickych platni.png
    Okraje tektonických platní
    Pyroclastic flows at Mayon Volcano-2010-20-08.jpg
    Pyroclastic flows at Mayon Volcano, Philippines, 1984.
    Pyroclastic flows descend the south-eastern flank of Mayon Volcano, Philippines. Maximum height of the eruption column was 15 km above sea level, and volcanic ash fell within about 50 km toward the west. There were no casualties from the 1984 eruption because more than 73,000 people evacuated the danger zones as recommended by scientists of the Philippine Institute of Volcanology and Seismology.
    Mauna Kea from Mauna Loa Observatory, Hawaii - 20100913.jpg
    Autor: Nula666 (diskuse · příspěvky), Licence: CC BY-SA 3.0
    View of Mauna Kea from Mauna Loa observatory, Island of Hawaiʻi
    Ocean-birth.svg
    Autor: , Licence: CC BY-SA 2.5
    The genesis of an ocean: in plate tectonics, the formation of an ocean starts with a rifting process in the crust as a result of mantle convection. A valley forms like the African Rift Valley beeing a recent example. In the next stage, the valley has opened up until sea water enters; a good example is the Red Sea. The spreading process continues, the ocean becomes wider and forms a mature ocean like the Atlantic.
    Surtsey eruption 2.jpg
    Surtsey during its eruption.
    Lava lengai.jpg
    Autor: Thomas Kraft, Kufstein,, Licence: CC-BY-SA-3.0
    Solidified lava in the crater of Ol Doinyo Lengai, Tanzania
    Tml15-16 Nc.jpg
    Combined two photographs to create semi-panoramic view of Lake Nyos. The photos themselves were taken on August 29, 1986, less than a month after the major Limnic eruption. Other version: Image:Tml15-16_Eng.jpg
    Orange glow of magma from West Mata submarine volcano.jpg
    Orange glow of magma is visible on left of sulfur-laden plume. Image is about six feet across in an eruptive area about 100 yards that runs along the summit. Pacific Ocean, Northeast Lau Basin, Fiji area.
    Block lava in Lassen Volcanic National Park.jpg
    Autor: Frank Schulenburg, Licence: CC BY-SA 4.0
    Block lava at Fantastic Lava Beds near Cinder Cone in Lassen Volcanic National Park, as seen on June 12, 2020.
    ISS-66 Atmospheric plume from 2022 Hunga Tonga eruption.jpg
    The atmospheric plume from an underwater volcano eruption in the Pacific nation of Tonga is pictured from the International Space Station as it orbited 269 miles above the Pacific Ocean northwest of Auckland, New Zealand.
    Kamchatka Volcano Koryaksky (24231533812).jpg
    Autor: kuhnmi, Licence: CC BY 2.0
    Volcano Koryaksky, Kamchatka, shot from a small hill located near the center of Petropavlovsk-Kamchatsky.
    Fuego Eruption.jpg
    Autor: Kevin Sebold, photographer, Licence: CC BY 3.0
    A Strombolian eruption of Fuego just after midnight March 3, 2013. Taken from Fuego's north ridge, approx. 100 m from the crater.
    USGS Kīlauea multimediaFile-2062.jpg
    Helicopter overflight of Kīlauea Volcano's lower East Rift zone on May 19, 2018, around 8:18 AM, HST. ‘A‘ā lava flows emerging from the elongated fissure 16-20 form channels. The flow direction in this picture is from upper center to the lower left.
    Viluchinskiy.jpg
    Vilyuchik Volcanoe, Kamchatka, Russia
    Surtseyan Eruption-numbers.svg
    © Sémhur / Wikimedia Commons, CC BY-SA 4.0
    Schéma erupce podmořské sopky typu Surtsey.
    Hunga Tonga–Hunga Ha'apai volcanic eruption captured at December 30, 2021.webm
    Autor: Tonga Geological Services, Licence: CC BY 3.0
    This footage was taken at Noon 30th December 2021 at altitude 500m above sea level, 1,000m from Hunga-Tonga Island coastline. If you like the footage, please click on "Like". Type a comment on any observation you may have to contribute public knowledge.
    Pahoehoe lava forming ropy lava.jpg
    Autor: Rufiyaa, Licence: CC BY-SA 4.0
    Pahoehoe lava is forming ropy lava at Kilauea volcano in Hawaii.
    Row of Craters on Laki Fissure in Iceland.jpg
    Autor: Anne Schöpa, Licence: CC BY 3.0
    The Laki crater row in southern Iceland opened during the eruptive period of 1783-1784 releasing poisonous gasses into the atmosphere that killed >50% of Iceland's livestock. The eruption caused a drop in global temperatures leading to crop failures and famine in Europe and droughts in India.
    Credit: Anne Schöpa (distributed via imaggeo.egu.eu).
    Lavabutte3.jpg
    Lava Butte in Newberry National Volcanic Monument, Oregon
    Fagradalsfjall volcanic eruption - 2021.jpg
    Autor: Government of Iceland, Licence: Attribution
    Fagradalsfjall volcanic eruption in 2021, view to northwest
    Clevelandexp13.jpeg
    Cleveland Volcano erupted on May 23,2006 in a short-lived spurt that lasted only two hours. NASA astronaut and Expedition 13 science officer/flight engineer Jeffrey Williams on board the ISS grabbed a camera and caught this magnificent image.
    Llullaillaco Volcano, Argentina-Chile Border 2009-12-09.jpg
    The summit of South America’s Llullaillaco Volcano has an elevation of 6,739 meters (22,110 feet) above sea level, making it the highest historically active volcano in the world. The current stratovolcano—a cone-shaped volcano built from successive layers of thick lava flows and eruption products like ash and rock fragments—is built on top of an older stratovolcano. The last explosive eruption of the volcano, based on historical records, occurred in 1877. This detailed astronaut photograph of Llullaillaco illustrates an interesting volcanic feature known as a coulée (image top right). Coulées are formed from highly viscous, thick lavas that flow onto a steep surface. As they flow slowly downwards, the top of the flow cools and forms a series of parallel ridges oriented at 90 degrees to the direction of flow (somewhat similar in appearance to the pleats of an accordion). The sides of the flow can also cool faster than the center, leading to the formation of wall-like structures known as flow levees (image center). Astronaut photograph ISS022-E-8285 was acquired on December 9, 2009, with a Nikon D2Xs digital camera using an 800mm lens, and is provided by the ISS Crew Earth Observations experiment and Image Science & Analysis Laboratory, Johnson Space Center. The image was taken by the Expedition 22 crew. The image in this article has been cropped and enhanced to improve contrast. Lens artifacts have been removed.
    The eruption of Fukutoku-Oka-no-Ba 02.jpg

    This sequence photograph is the cock's tail jet eruption of Fukutoku-Oka-no-Ba, Tokyo Metropolis, Japan.
    Sakurajima eruptions 8 Dec. 2014, JST 13-45-06.JPG
    Autor: Sakaori (talk), Licence: CC BY 3.0
    Sakurajima eruptions 8 Dec. 2014, JST 13:45:06
    Volcanoes Can Affect Climate.png
    Volcanic gases react with the atmosphere in various ways; the conversion of sulfur dioxide (SO2) to sulfuric acid (H2SO4) has the most significant impact on climate.
    Sthelens1-animation.gif
    Sopka St. Helens pre erupciou v roku 1980.
    Bárðarbunga Volcano, September 4 2014 - 15145866372.jpg
    Autor: peterhartree, Licence: CC BY-SA 2.0
    Pictures taken by Peter Hartree between 14.30 and 15.00 on September 4th 2014.

    I'm sorry for the less than ideal quality of these - this was absolutely not a professional photo shoot.

    All photos are unedited. I have a bunch more (fairly similar) shots - if you'd like to see them, write to peter@reykjavikcoworking.is.

    Many thanks to pilot Siggi G for the ride.
    Ash Plume and Ash Fall of May 1994 Eruption of Mount Pagan volcano in Northern Mariana Islands.jpg
    Ash plume and ash fall of May 1994 eruption of Mount Pagan volcano in Northern Mariana Islands.
    Lava flow near Kamokuna, 2017 (7629586c-646b-4c08-8eea-f9990cbd5a5d).jpg

    Molten lava flow with steaming hills behind

    Lava flow near Kamokuna, 2017

    Lava del Volcan Pacaya 2009-11-28.jpg
    Autor: Librex, Licence: CC BY 2.0
    Flujo de lava del Volcán Pacaya, Guatemala.
    Pillow Lava at Galapagos Rift 01.jpg
    Pillow lava at the Galapagos Rift.
    MSH80 eruption mount st helens 05-18-80-dramatic-edit.jpg
    On May 18, 1980, at 8:32 a.m. Pacific Daylight Time, a magnitude 5.1 earthquake shook Mount St. Helens. The bulge and surrounding area slid away in a gigantic rockslide and debris avalanche, releasing pressure, and triggering a major pumice and ash eruption of the volcano. Thirteen-hundred feet (400 meters) of the peak collapsed or blew outwards. As a result, 24 square miles (62 square kilometers) of valley was filled by a debris avalanche, 250 square miles (650 square kilometers) of recreation, timber, and private lands were damaged by a lateral blast, and an estimated 200 million cubic yards (150 million cubic meters) of material was deposited directly by lahars (volcanic mudflows) into the river channels. Fifty-seven people were killed or are still missing. USGS Photograph taken on May 18, 1980, by Austin Post.
    Line3873 - Flickr - NOAA Photo Library.jpg
    A snow-shrouded Makushin Volcano emits steam and volcanic gases melting away the snow in the caldera. Alaska, Alaska Peninsula.
    Andesite (1997 lava from Soufriere Hills Volcano, Montserrat, Lesser Antilles Volcanic Arc, eastern Caribbean Sea) 1.jpg
    Autor: James St. John, Licence: CC BY 2.0
    Soufrière Hills andesite lava (9.6 cm across at its widest) - this lava sample consists two lithologies, sharply demarcated and defined by a slight color change, a phenocryst abundance/size change, and a vesiculation difference. The left portion of the sample is light gray, semi-vesicular porphyritic andesite. The right portion of the sample is a very light gray, semi-pumiceous porphyritic andesite. Available petrologic information indicates that 1997 Soufrière Hills andesite is a quartz-bearing, two-pyroxene, porphyritic hornblende andesite. Dominant phenocrysts include hornblende amphibole, hypersthene pyroxene, and plagioclase feldspar. Minor phenocrysts include titanomagnetite, quartz, and augite pyroxene microphenocrysts. The groundmass material is a mix of finely-crystalline plagioclase feldspar, orthopyroxene, augite clinopyroxene, pigeonite, titanomagnetite, and quartz, plus rhyolitic glass.

    Locality: summit of Soufrière Hills Volcano, southern Montserrat, northern West Indies, eastern Caribbean Sea.

    Collected in June 1998.


    A significant series of volcanic eruptions decimated the southern half of Montserrat during the 1990s. Montserrat is an island in the northern Lesser Antilles Volcanic Arc (eastern Caribbean Sea). The islands of the Lesser Antilles have a volcanic origin, the result of the North American Plate subducting westward & downward beneath the Caribbean Plate.

    The Soufrière Hills Volcano occupies much of the southern half of Montserrat. It is a 31,000+ year old, andesitic, subduction zone stratovolcano. Its current phase of activity began in 1995 and 1996, prompting the evacuation of most of the island’s southern half. A significant ash eruption in summer 1997 destroyed the capital city of Plymouth along the southwestern shore of the island. The eruption was apparently triggered by the injection of basaltic magma into one of the volcano's two magma chambers. Soufrière Hills has been erupting intermittently to the present day (including activity in the 2010s), and the southern part of Montserrat has been off-limits to residents. Many former Plymouth residents have emigrated to Britain.
    Lava flow at hawaii.JPG
    Autor: Brocken Inaglory, Licence: CC BY-SA 3.0
    Pāhoehoe Lava flow at The Big Island of Hawai. The picture was taken from a helicopter.
    Structure volcano numbered.svg
    Autor:
    Structure volcano numbered.svg
    • This SVG image was created by Medium69.
    • Cette image SVG a été créée par Medium69.

    Please credit this : William Crochot

    Gallery
    , Licence: CC BY-SA 4.0
    Illustration of a volcanic eruption.
    Kodaki fuji frm shojinko refurb.jpg
    Autor: 名古屋太郎, (edited by Hannes_24), Licence: CC BY-SA 3.0
    Mount Fuji from Lake Shōji (Shōji-ko)
    Hot Spot.jpg
    Autor: unknown, Licence: CC-BY-SA-3.0
    Indonesia, Sunda Straits.jpg
    Autor: flydime, Licence: CC BY 2.0
    Anak Krakatoa or Anak Krakatau or Anak Krakatao is a volcanic island in the Sunda Strait between Java and Sumatra in Indonesia
    Raikoke Volcano Erupts (48132762546).jpg

    Unlike some of its perpetually active neighbors on the Kamchatka Peninsula, Raikoke Volcano on the Kuril Islands rarely erupts. The small, oval-shaped island most recently exploded in 1778 and 1924.

    The dormant period ended around 4:00 a.m. local time on June 22, 2019, when a vast plume of ash and volcanic gases shot up from its 700-meter-wide crater. Several satellites — as well as astronauts on the International Space Station — observed as a thick plume rose and then streamed east as it was pulled into the circulation of a storm in the North Pacific.

    On the morning of June 22, astronauts shot a photograph of the volcanic plume rising in a narrow column and then spreading out in a part of the plume known as the umbrella region. That is the area where the density of the plume and the surrounding air equalize and the plume stops rising. The ring of clouds at the base of the column appears to be water vapor.
    Edvard-Munch-The-Scream.jpg
    Autor: Multiple Authors, Licence: CC0
    The Scream (Norwegian: Skrik) is the popular name given to each of four versions of a composition, created as both paintings and pastels, by the Expressionist artist Edvard Munch between 1893 and 1910. Der Schrei der Natur (The Scream of Nature) is the title Munch gave to these works, all of which show a figure with an agonized expression against a landscape with a tumultuous orange sky. The landscape in the background is the Oslofjord, viewed from Ekeberg, Oslo, Norway.

    Edvard Munch created the four versions in various media. The National Gallery, Oslo, holds one of two painted versions (1893, shown at right). The Munch Museum holds the other painted version (1910, see gallery) and a pastel version from 1893. These three versions have not traveled for years. The fourth version (pastel, 1895) was sold for $119,922,600 at Sotheby's Impressionist and Modern art auction on 2 May 2012 to financier Leon Black, the highest nominal price paid for a painting at auction. The painting is on display in the Museum of Modern Art in New York for six months from October 2012 to March 2013. Also in 1895, Munch created a lithograph stone of the image. Of the lithograph prints produced by Munch, several examples survive. Only approximately four dozen prints were made before the original stone was resurfaced by the printer in Munch's absence.

    The Scream has been the target of several high-profile art thefts. In 1994, the version in the National Gallery was stolen. It was recovered several months later. In 2004, both The Scream and Madonna were stolen from the Munch Museum, and recovered two years later.
    Železná hůrka červenec 2015 (4).jpg
    Autor: Lubor Ferenc, Licence: CC BY-SA 4.0
    Národní přírodní památka Železná hůrka v okrese Cheb
    Ryolit-teskov.jpg
    Autor: Richi 63, Licence: CC BY-SA 4.0
    Vzorek z lomu u Těškova na Rokycansku. Skutečná šířka záběru je 12 cm.
    Kaitoku Seamount 19840329-2.jpg

    Pyroclastic materials discharged from the Kaitoku Seamount Submarine Volcano, and then these spread over the sea surface as a circular shape, located in Tokyo, Japan.
    The eruption of Fukutoku-Oka-no-Ba 01.jpg

    The cock's tail jet eruption of Fukutoku-Oka-no-Ba, Tokyo Metropolis, Japan.
    Sunda strait tsunami 2.jpg
    Scenes from a beach in Banten after tsunami struck
    Detail to cinder particles forming flanks of cone Caldera de los Cuervos on Lanzarote, June 2013(3).jpg
    Autor: Chmee2, Licence: CC BY-SA 3.0
    Detail na struzku tvořící svahy sypaného kužele Caldera de los Cuervos nacházejícího se západně od obce Masdache na ostrově Lanzarote, Kanárské ostrovy, Španělsko
    Plinian Eruption-numbers.svg
    © Sémhur / Wikimedia Commons, CC BY-SA 4.0
    Scheme of a plinian eruption.
  • 1. Ash plume
  • 2. Magma conduit
  • 3. Volcanic ash fall
  • 4. Layers of lava and ash
  • 5. Stratum
  • 6. Magma chamber
  • NesjavellirPowerPlant edit2.jpg
    The Nesjavellir Geothermal Power Plant in Þingvellir, Iceland
    Lava flow to ocean from Kilauea.jpg
    Autor: Robert Cudney, Licence: CC BY-SA 4.0
    OLYMPUS DIGITAL CAMERA
    Submarine Eruption-numbers.svg
    © Sémhur / Wikimedia Commons, CC BY-SA 4.0
    Schéma podmořské erupce sopky.
    Strokkur, Iceland.jpg
    Autor: Chris from Falmouth, UK, Licence: CC BY-SA 2.0
    Strokkur, a geysir in Iceland
    Bands of glowing magma from submarine volcano.jpg
    Bands of glowing magma, about 2,200 degrees Fahrenheit, are exposed as a pillow lava tube extrudes down slope. Image is about three feet across in an eruptive area about 100 yards that runs along the summit.
    Strombolian Eruption-numbers.svg
    © Sémhur / Wikimedia Commons, CC BY-SA 4.0
    Scheme of a strombolian eruption.
    Pinatubo91eruption clark air base.jpg
    The June 12, 1991 eruption column from Mount Pinatubo taken from Clark Air Base.
    Ground Deformation from Chilean Volcanic Eruption Shown by Satellite Radar Image.png

    On April 22-23, 2015, significant explosive eruptions occurred at Calbuco volcano, Chile. This was the first eruptive activity at Calbuco since 1972. A satellite interferometric synthetic aperture radar image was created by Paul Lundgren of NASA's Jet Propulsion Laboratory in Pasadena, Calif., using data acquired from the European Space Agency's (ESA) Sentinel-1 radar satellite's C-SAR sensor. This image depicts the relative deformation of Earth's surface using radar data acquired on April 14 and 26, 2015, that span the eruption. The concentric, "leaf-shaped" pattern of fringes (color cycles) lies to the west of Calbuco volcano and represents subsidence of the ground surface due to deflation of a buried magma reservoir. The black areas in the image represent water, to the north lies Lago Llanquihue and to the south lies Puerto Montt Bay (Pacific Ocean).

    Image Details

    Target: Earth

    Spacecraft: Sentinel-1A

    Instrument: C-SAR Sensor

    Views: 132

    Full-Res TIFF: PIA11434.tif (11.55 MB)

    Full-Res JPG: PIA11434.jpg (1.66 MB)

    Image credit: ESA/NASA/JPL-Caltech
    Sakurajima eruptions 8 Dec. 2014, JST 13-44-18.JPG
    Autor: Sakaori (talk), Licence: CC BY 3.0
    Sakurajima eruptions 8 Dec. 2014, JST 13:44:18
    Seismograph recording.jpg
    Autor: Atomicdragon136, Licence: CC BY 4.0
    A seismograph in
    Lava fountain USGS page 30424305-068 large.JPG
    Lava fountain of the Pu`u `O`o cinder and spatter cone on Kilauea Volcano, Hawai`i
    Eyjafjallajökul, 17 april 2010.jpg
    Autor: Boaworm, Licence: CC BY 3.0
    Eyjafjallajökul
    Volcanic gas of Mount Ontake 2013-09-10.jpg
    Autor: Alpsdake, Licence: CC BY-SA 3.0
    Volcanic gas of Mount Ontake, in Otaki, Nagano pref., Japan.
    Grímsvötn 2011 eruption 2.jpg
    Autor: Calistemon, Licence: CC BY-SA 3.0
    Ash-covered cars the morning after the Grímsvötn 2011 eruption, 22 May, 7 am, at Foss Hotel Skaftafell.
    Tvashtarvideo.gif
    Sequence of five images taken by NASA's New Horizons probe on March 1st 2007, over the course of eight minutes from 23:50 UT. The images form an animation of an eruption by the Tvashtar Paterae volcanic region on the innermost of Jupiter's Galilean moons, Io. The plume is 330 km high, though only its uppermost half is visible in this image, as its source lies over the moon's limb on its far side.
    Convection-snapshot.png
    Autor: Původně soubor načetl Harroschmeling na projektu Wikipedie v jazyce němčina, Licence: CC-BY-SA-3.0
    Bildbeschreibung: Numerisches Modell von Mantelkonvektion
    • Quelle: H. Schmeling, Uni Frankfurt
    • Fotograf/Zeichner: H. Scmeling
    • Datum: ca 2002
    • andere Versionen: ...
    RincónFumarole Apr2003.jpg
    Fumerole at Rincón de la Vieja Volcano National Park, Costa Rica
    MSH80 bulge on north side 04-27-80.jpg
    A "bulge" developed on the north side of Mount St. Helens as magma pushed up within the peak. Angle and slope-distance measurements to the bulge indicated it was growing at a rate of up to five feet (1.5 meters) per day. By May 17, part of the volcano's north side had been pushed upwards and outwards over 450 feet (135 meters). The view is from the northeast.