Žhavá mračna

1. Charakteristika žhavých mračen
2. Typologie žhavých mračen
3. Fluidizace pyroklastických proudů
4. Ignimbrity
5. Hrozby žhavých mračen
6. STUDIJNÍ CENTRUM
7. Související kapitoly
8. Externí odkazy
9. Citace a zdroje

↑ nahoru Charakteristika žhavých mračen

Žhavá sopečná mračna (též nuées ardentés nebo pyroklastické proudy) jsou tvořena směsí horkých plynů a pyroklastického materiálu. Jde o proces, který je z hlediska vulkanických hazardů vůbec nejnebezpečnější a má na svědomí nejvíce lidských životů (70% všech obětí sopečné činnosti)[1]. Pyroklastické proudy dosahují teplot až 1000°C, rychlostí přes 100 km/h a mohou dosáhnout až 30-40 km od svého zdroje. Mračna postupují dolů po svazích sopky v závislosti na gravitačních pochodech (větší hustota než vzduch) a vzhledem připomínají lavinu žhavých plynů a fragmentů tefry[2]. Ta se obvykle skládá ze dvou částí. Při zemi jsou transportovány vetší kusy horniny, lapilli a pumy, ve formě suťové laviny. Nad nimi se turbulentním pohybem vznáší jemný sopečný prach a popel[3]. Výrazné teploty pyroklastických proudů jsou způsobeny jednak vysokou teplotou vulkanických plynů vystupujících z jícnu, při postupu je však tato teplota udržována i teplem uvolňovaným z pyroklastického materiálu[4]. Přítomnost žhavých mračen je vázána na explozivní erupce felsického magmatu, doprovázejí proto obvykle aktivitu stratovulkánů. Při jejich vzniku hovoříme o erupcích pélejského typu.

↑ nahoru Typologie žhavých mračen

Žhavá mračna mohou vznikat třemi hlavními způsoby[5]:
  • kolapsem nestabilního vulkanického dómu
  • kolapsem erupčního sloupu vlastní vahou
  • bazálním rázem při laterální erupci sopky

Kolaps nestabilních svahů vulkanického dómu je klasickým mechanismem vzniku žhavého mračna. Takto vznikl i nejdestruktivnější pyroklastický proud 20. století pod sopkou Mt. Pelée (1902). Zhroucení dómu generuje proud tuhých částic, ve kterém převažuje popel a bloky tefry. Oproti ostatním typům žhavých mračen má tento proud obvykle menší dosah a nižší teplotu[6].

Žhavé mračno vznikající kolapsem erupčního sloupu účinky gravitace má obvykle větší dosah, rychlost i hrozivější účinky. Erupční sloup se mění v horkou pyroklastickou lavinu v případě, že tíha vyvrhovaných pyroklastických fragmentů překoná výstupní síly, generované konvekcí horkých vulkanických plynů. Vzhledem k tomu, že sloup mračno vzniká ve velkých výškách (někdy i několik km), má mnohem větší potenciální energii a tím i ničivou sílu. Jeho profil doplňují kromě popela a větších bloků především fragmenty pemzy
[7].

Bazální ráz, generovaný laterální (tj. boční) erupcí sopky, je nejdestruktivnějším typem žhavých pyroklastických proudů, jednotlivé fragmenty jsou totiž v podstatě vystřelovány vulkánem přímo ve směru šíření oblaku rychlostí až 150 km/h. Zkázu tak způsobuje nejen vysoká teplota
tefry, ale zároveň turbulentní pohyb částic připomínající tornádo žhavého popela[8].

K těmto třem hlavním typům pyroklastických proudů můžeme přiřadit ještě fenomén tabulových pyroklastických proudů, které vznikají činností resurgentních kalder. Tato obrovská mračna žhavých částic tefry nebyla dosud pozorována v historické době, jejich rozměr i dopady mohou překročit klasické typy této hrozby v řádu tisíců
[9]. Objem pyroklastik v takovém proudu se totiž průměrně pohybuje okolo 1000 km3. Pro srovnání byl celkový objem materiálu vyvrženého při erupci americké St. Helens (1980) pouhých 0,73 km3[10].



Obr. 21: Pohyb žhavého mračna po svazích sopky.

↑ nahoru Fluidizace pyroklastických proudů

Pyroklastické proudy dosahují při svém postupu obrovských rychlostí díky mechanismu zvanému fluidizace (neboli ztekucení)[11]. Žhavé mračnou totiž při pohybu připomíná spíše směs v tekutém než v pevném skupenství, přičemž v podstatě chybí vnitřní tření částic. Jemnější částice společně s plynnými komponenty totiž vytvářejí suspenzi plynu a popela, ve které se větší bloky vznášejí bez kontaktu s povrchem (podobně jako předměty ve vodě). To je důvod, proč se i poměrně velké fragmenty dostanou v rámci žhavého mračna do velkých vzdáleností[12]. Rychlost pohybu je dále podporována přítomností vzduchového polštáře v předpolí proudu, podobně jako u klasické sněhové laviny[13]. U menších proudů je obvykle naměřen postup v rozmezí 10-30 m/s, velké proudy však mohou dosahovat rychlostí až 200 m/s. To jim mimo jiné umožňuje překonávat (přetákat a obtékat) topografické bariéry v krajině[14].

↑ nahoru Ignimbrity

Žhavá mračna, především ta, kterou generuje kolaps erupčího sloupu, ukládají specifické vulkanické sedimenty, neboli ignimbrity[15]. Tyto uloženiny, ačkoli jsou tvořené částicemi tefry, se značně liší od pliniánských nánosů pyroklastik. Při klasickém spadu tefry jsou sedimenty vytříděné podle velikosti v závislosti na vzdálenosti od místa erupce a jednotlivé fragmenty nejsou nijak zpevněné. Oproti tomu jsou ignimbrity žhavých pyroklastických proudů akumulovány chaoticky, a jsou tak typicky nezvrstvené (důsledek turbulentního pohybu mračna). Navíc mocnost vrstev není stálá, ale reaguje na topografii oblasti. Vlivem gravitace se při postupu proudu ukládá více materiálu v depresích terénu. Charakteristickým znakem je i částěčné zpečení jednotlivých částic k sobě jako důsledek vysoké teploty mračna[16].

↑ nahoru Hrozby žhavých mračen

Žhavá mračna představují výrazné hrozby, jak pro obyvatelstvo, tak pro krajinu. Smrtelná je především kombinace vysoké rychlosti pohybu a velkého objemu toxických žhavých plynů a jemných fragmentů tefry. Pro ilustraci byla teplota žhavého mračna při erupci americké St. Helens (1980) odhadnuta v blízkosti zdroje na 3500°C, na jeho konci dosahovala 50-200°C. Mračno, které produkoval martinický Mt. Pelée (1902), bylo rozžhaveno na 1075°C[17]. Oblak plynů a tefry tak doslova ničí vše, co mu stojí v cestě, lidská obydlí i vegetaci. Krajina je po jeho průchodu spálená a pokrytá nánosy sopečných pum a lapilli, a její obnova je tak zpravidla pomalá. Zkázu dokonají požáry vzniklé v důsledku extrémně vysoké teploty, která taví kovy, plast i sklo[18].

Pyroklastické proudy se navíc mohou podílet na vzniku dalších hrozbeb. Pokud dojde k přehrazení nebo zanešení koryt toků na úbočí sopek, hrozí nebezpeční povodní pro níže položené oblasti. Pyroklastický materiál se dále při kontaktu s vodním tokem mění v smrtící horký bahnotok, neboli lahar[19]. Velikost zasaženého území přitom může být značná. Například při erupci aljašské sopky Katmai (1912) pokrylo žhavé mračno plochu 126 km2, při explozi americké St. Helens (1980) se nánosy ignimbritů rozprostřely po oblasti o rozloze až 600 km2[20].

Lidé, které mračno dostihne, umírají na následky vnějších i vnitřních popálenin a udušení horkým vzduchem a jemnými částicemi prachu[21]. Smrt může zavinit i tzv.
termošok. Již před čelem postupujícího mračna je totiž vzduch zahříván na teplotu několika set stupňů Celsia, která způsobí kompletní vypaření tělních tekutin[22]. Takto například zahynuly lidé v římském městě Herculaneum při erupci Vesuvu v roce 79.


Obr. 22: Krajina poničená průchodem žhavého mračna po erupci sopky Pinatubo v roce 1991.

Jedinou efektivní obranou proti žhavým mračnům je včasná evakuace. To je ale zpravidla velice obtížné, neboť času je obvykle velmi málo. Při katastrofě pod martinickým vulkánem Mt. Pelée (1902) dostihlo město St. Pierre vzdálené 6 km od sopky žhavé mračno o teplotě 700°C rychlostí 33 m/s. Zahynulo tak přes 30 000 lidí[23].


↑ nahoru Studijní centrum

Kontrolní otázky a testy
  • OTAZKA
  • OTAZKA
Test - ??? (♣)

Diskuse, projekty a pracovní listy



↑ nahoru Související kapitoly


↑ nahoru Externí odkazy


↑ nahoru Citace a zdroje

[1] KUKAL, Z., 1983, 143; SMITH, K., 2002, 160
[2] SMITH, K., 2002, 160; CAMP, V., 2006t
[3]
Pyroclastic Flows and Their Effects, 2008
[4] CAMP, V., 2006t
[5] CAMP, V., 2006t; BRYANT, E., 2005, 233
[6] CAMP, V., 2006t

[7] CAMP, V., 2006t
[8] BRYANT, E., 2005, 230
[9] CAMP, V., 2006t

[10] NELSON, S. A., 2008
[11] CAMP, V., 2006t
[12] CAMP, V., 2006t
[13] BRYANT, E., 2005, 233
[14] BRYANT, E., 2005, 234
[15] CAMP, V., 2006t
[16] BRYANT, E., 2005, 235
[17] BRYANT, E., 2005, 234
[18] SMITH, K., 2002, 160 & KUKAL, Z., 1983, 150
[19] Pyroclastic Flows and Their Effects, 2008
[20] BRYANT, E., 2005, 234
[21] SMITH, K., 2002, 160
[22] KUKAL, Z., 1983, 146
[23] SMITH, K., 2002, 160