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). Indonésie je země s největším počtem aktivních sopek na světě, nachází se jich tu více než sto třicet.

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, nicméně jsou známy i druhy sopek, které žádný kužel nevytváří. Tvar je především závislí 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. Věda, zkoumající sopečnou činnost, se nazývá vulkanologie. Jinými formami jsou například bahenní sopky (ty až na pár vyjímek nesouvisí se sopečnou činností) nebo kryovulkány, vyskytující se na některých měsíců sluneční soustavy: Europa, Enceladus, Triton, Titan.

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.

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.

Vznik sopek a jejich rozšíření

Zdroj vulkanismu

Znázornění plášťové konvekce.

Konvekční proudění v plášti.

Vnitřní teplo Země je nejdůležitějším prvkem pro existenci sopek. 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 4,533 miliardami let. Mladá Země byla již od svého vzniku silně bombardována planetkami a kometami, což generovalo další energii. Polovina vnitřního tepla Země pochází z rozpadu radioaktivních izotopů prvků (zejména uranu 238, uranu 235, thoria 232 a draslíku 40) a dodnes je těmito procesy stimulováno. Výsledná tepelná energie v průměru činní 82 mW/m². Studie ukázaly, že množství energie z radioaktivního rozpadu za poslední 3-4 miliardy let exponenciálně klesalo. Teplota vnitřního jádra Země dosahuje 5 430 °C, zatímco teplota zemského pláště se pohybuje od několika set do 3 500 °C. 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.

Zdrojem vulkanismu na Zemi je zemský plášť, situovaný mezi zemskou kůrou a vnějším jádrem. Ten je vlivem vysokého litostatického tlaku spíše pevný, přestože z dlouhodobého (geologického) hlediska se chová jako viskózní tekutina. 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. Jedná se o velmi pomalý pohyb křemičitanové hmoty pláště, způsobený konvekčními proudy, přenášejícími teplo z nitra směrem ke kůře. 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. Magma také vzniká v místech konvergentního rozhraní v subdukčních zónách, kde se jedna deska podsouvá pod druhou.

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. 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. 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.

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. 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).

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. 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). 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.

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).. Některé mají velmi netypické složení, například karbonatitové. Vulkán Ol Doinyo Lengai v Tanzanii je jediná aktivní sopka světa, která takový druh lávy produkuje.

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. 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. 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. 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. 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). Horké skvrny jsou zřejmě také důležitým činitelem při rozpadech superkontinentů.

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. 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.
• 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). 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. 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. 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. 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.

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. 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. Navíc délka existence jednotlivého vulkánu se dokáže pohybovat od několika měsíců do několika milionů let. 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.

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.

Spící vulkán Mount Hood v americkém státě Oregon.

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. Ovšem rozeznat spící sopku od vyhaslé bývá obtížné, neboť nečinné mohou zůstat po velmi dlouhou dobu. Proto byly některé spící vulkány z důvodu absence písemných záznamů o jejich erupční aktivitě často považovány za vyhaslé. 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. 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.

Vyhaslé

Vyhaslá sopka je ta, u které už nikdy nedojde k sopečné činnosti, neboť u ní zanikl přívod či zásoby magmatu. 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.

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°). 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 1631–1944 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.

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).

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). 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. Sousední Mauna Loa má odhadovaný objem 75 tisíc km³. 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.

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. Ačkoliv je podobná sopečnému kráteru, jedná se o zcela jiný útvar. Kalderizace je nejčastěji spojována s katastrofálnímu explozivními erupcemi pliniovského typu, dosahující minimálně indexu VEI 5, kdy objem vyvrženin překračuje 1 km³. 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. Přestože každý rok dojde na Zemi zhruba k 60–80 sopečným výbuchům u 50–70 sopek, patří zformování kaldery k relativně vzácným jevům, k nimž dochází pouze párkrát za století. Mezi lety 1911 a 2018 se odehrály pouze 8 krát. 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), 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. Kaldery se rovněž utváří během mimořádně silných erupcí supervulkánů o síle VEI 8, kdy dojde vyvrhnutí více než 1 000 km³ sopečného materiálu. K takovým událostem však dochází pouze jednou za několik desítek tisíc let (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.

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. V současnosti mezi aktivní supervulkány patří například 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. 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 skvrnami – Yellowstonská 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.

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. 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.

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. 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 1783–1784. Na povrch se za 8 měsíců dostalo 27 km dlouhou trhlinou 14,7 km³ roztavené horniny, která zaplavila 565 km². Trhlinové erupce menších rozměrů mohou doprovázet vulkanickou činnost stratovulkánů nebo štítových sopek.

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. Tímto způsobem se zformovaly velké magmatické provincie, kde tloušťka čedičového příkrovu činní až 3,5 km. Řadí se sem Sibiřské trapy v centrálním Rusku, Dekkánské trapy v Indii nebo Columbijské plató na západě USA.

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. Kromě vlastního sebezničení může zánik sopečných dómů způsobit i pokračující aktivita explozivního charakteru.

• Coulée – jsou podlouhlé sopečné dómy, které stekly do níže položených míst. 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.
• 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.
• 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. 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.

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°. 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. 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. 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. 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.

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.

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.

Maar

Tři maary v pohoří Eifel 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. Vznikají, když se stoupající magma dostane do kontaktu s podzemní vodou, čímž nastane bouřlivá interakce v podobě explozivní erupce freatomagmatického typu. Tím se vyhloubí kotlovitá prohlubeň, jejíž okraje může lemovat tufový val, tvořeným ukládáním pyroklastik a nepřesahující výšku 30 m. 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.

Zhruba 75 maarů lze nalézt na západě Německa v pohoří Eiffel. 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. 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. 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. 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. 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: název pro magma, když se dostane na zemský povrch.
• Vulkanoklasty: různě velké úlomky lávy, vyvržené při sopečné erupci.
• Sopečné plyny: směs plynů tvořená většinou vodní párou, oxidem uhličitým a sloučenin síry (oxid siřičitý nebo sirovodík).

Láva

Složení

Ryolit, Česko.

Andezit, Soufrière Hills (1997).

Většina pozemských magmat, respektive láv, 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. 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. 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.

• 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 a vyšší obsah železa s hořčíkem má sklony se projevovat na tmavším odstínu utuhnuté horniny, včetně amfibolových nebo pyroxenových fenokrystalů. Nejhojněji rozšířeným intermediálním vulkanitem je andezit, vyskytující se u stratovulkánů (např. jihoamerické Andy – podle nich pojmenován). 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.

• 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.

• Alkalická magmata: Některá křemičitá magmata mají zvýšený obsah oxidů alkalických kovů (sodíku a draslíku), zejména v oblastech kontinentálních riftů, kolize dvou kontinentálních desek či horkých skvrn. Jejich obsah oxidu křemičitého se může pohybovat od ultramafických (nefelinity, bazanity a tefrity) až po felsické (trachyty) u subalkalických magmat. Je pravděpodobnější, že budou pocházet z větších hloubek v zemském plášti. Olivínová nefelinitová magmata jsou ultramafická a vysoce alkalická a předpokládá se, že pocházejí z mnohem hlubších oblastí pláště než jiná.

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

Utuhlá karbonatitová láva, Ol Doinyo Lengai.

• Karbonatitové: se ze 75% skládají z uhličitanových minerálů s menším množstvím slíd, olivínů, apatitu, magnetitu a pyrochloru. V současnosti takovou lávu produkuje Ol Doinyo Lengai v Tanzanii, která je jediným příkladem aktivní karbonatitové sopky na světě. Skládá se převážně z uhličitanu sodného, uhličitanu vápenatého, uhličitanu draselného, včetně menšího množství halogenidů, fluoridů a síranů. Je extrémně tekutá (její viskozita je o něco větší než je viskozita vody) a velmi chladná. Teplota, dosahující pouhých 491 až 544 °C, je natolik nízká, že roztavená hornina nevydává dostatek světla, aby ve dne svítila, a proto se jeví jako černá kapalina. Po vychladnutí dostává hornina šedou barvu. Přítomné uhličitany draselné a sodík jsou na povrchu nestabilní, a tak je hornina náchylná k rychlému zvětrávání.

• Sirné proudy o délce až 350 metrů se vyskytly u sopky Lastarria v Chile. Tvořila je síra v tekutém skupenství, jejíž teplota tání činní 115 °C. Zdejší fumaroly totiž vytvořily rozsáhlá ložiska, které posléze roztavil andezitový lávový proud. Tekoucí síru lze velmi snadno pozorovat také v kráteru indonéské sopky Ijen. Zaznamená však byla i u sopek Širetoko-Iwo-zan v Japonsku, Mauna Loa na Havaji, Momotombo v Nikaragui nebo Sierra Negra na Galapágách.

• Magmata oxidu železa jsou považována za zdroj železné rudy v Kiruně ve Švédsku, která se vytvořila během proterozoika. 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.

Typy lávových proudů

Láva typu aa, guatemalská Pacaya.

Láva typu pahoehoe, havajská Kilauea.

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.

• 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. Neobvyklá není ani produkce balvanů s průměrem 3 m. 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. Rychlost proudění je mnohdy menší než rychlost chůze. 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. Slovo aa v havajštině znamená kamenná drsná láva, ale také hořet nebo planout. Jako odborný termín jej poprvé představil americký geolog Clarence Dutton.

• 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. Je velmi dobře pohyblivá, může téct velkými rychlostmi a 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.

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). 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.

• 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.

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

• sopečná bomba – nad 64 mm
• lapilli (sopečná struska) – 2 až 64 mm
• hrubý sopečný popel – 0,063 až 2 mm
• jemný sopečný popel – pod 0,063 mm

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.
  • 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.
  • 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. Díky tomu je natolik lehká, že umí plavat na vodě. Při mimořádně silných erupcích můžou rozměry jednotlivých kusů dosahovat až 15 cm.

• 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.

• 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. 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.

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 se zvýšenou geotermální energií. 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 %). Dále mohou také obsahovat sirovodík, fluorovodík, oxid uhelnatý, případně vodík, helium či rtuť. 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. Plyny nemusí vždy přímo unikat do atmosféry, ale také se uvolňovat do půdy nebo podzemních vod.

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. 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.

• Explozivní – je bouřlivá sopečná erupce, která do okolí prudce vyvrhuje sopečný materiál. Její výbušnost je způsobena velkým množství rozpuštěných plynů a viskózním (špatně tekutým) magmatem, zejména felsického či intermediálního složení (ryolit, dacit, andezit). Rozpuštěné plyny vlivem této vlastnosti nemohou volně uniknout a v tavenině je tak mimořádný tlak. Značný rozdíl vůči mnohem menšímu atmosférickému tlaku, během výstupu na povrch, má za následek výbušné uvolnění těchto plynů. Při uvolnění energie je do okolí vyvrhován sopečný materiál v podobě kusů lávy a pyroklastik. Za tyto erupce jsou zodpovědné hlavně vulkány na konvergentním rozhraní (subdukční zóny) tektonických desek. V minulosti způsobily mohutné explozivní erupce řadu tragických katastrof.

• Výlevná (efuzivní) – je klidná erupce, při které láva pouze volně vytéká na povrch. Je-li roztavená hornina díky malému obsahu oxidu křemičitého (SiO₂) málo viskózní a tudíž si udržuje výbornou tekutost, mohou sopečné plyny volně unikat do atmosféry a proto tyto erupce postrádají jakoukoliv výbušnost. Při větším nasycení sopečnými plyny se mohou objevovat lávové fontány. Vzniklé lávové proudy mohou urazit vzdálenost několik desítek kilometrů než se ochladí a ztuhnou. Lávové příkrovy mohou mít mocnost i 100 m (platóbazalty dokonce i několik kilometrů). Výlevný vulkanismus je charakteristický hlavně pro podmořské a štítové vulkány na horkých skvrnách či na divergentním rozhraní tektonických desek. V případě viskóznější lávy s vysokým obsahem oxidu křemičitého naopak dochází k produkci méně mobilních lávových proudů (typ aa nebo bloková láva) nebo sopečných dómů.

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.).
• 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) 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.
  • 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.

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.

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. Například 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.

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 zničili veškeré osídlení v okruhu 15 km. 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. Za druhou událostí byla v roce 1257 zodpovědná sopka Samalas (dnes Rinjani) v Indonésii, která z roku 1258 taktéž učinila rok bez léta. Civilizace zatím nezažila žádnou erupci o síle VEI 8, za níž jsou zodpovědné supervulkány. Poslední se odehrála před 25 600 lety na Novém Zélandu, 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. 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.

Index vulkanické aktivity (VEI)

VEI	Množství vyvrženého materiálu	Typ erupce	Výška sopečného mraku/sloupce	Průměrná frekvence	Příklady některých erupcí
0	do 10 000 m³	havajská erupce	do 0,1 km	nepřetržitě	Kilauea (1977), Piton de la Fournaise (2017)
1	0,01 – 1 mil. m³	havajská a strombolská erupce	0,1 – 1 km	každý den	Stromboli (od dob Římské říše), Nyiragongo (2002)
2	1 – 10 mil. m³	strombolská, vulkánská erupce	1 – 5 km	každé 2 týdny	Cumbre Vieja (1949), Sinabung (2010), Whakaari (2019)
3	10 – 100 mil. m³	vulkánská, peléjská a subpliniovská erupce	3 – 15 km	každé 3 měsíce	Nevado del Ruiz (1985), Soufrière Hills (1995), Semeru (2021)
4	0,1 – 1 km³	peléjská, subpliniovská a pliniovská erupce	nad 10 km	každých 18 měsíců	Mont Pelée (1902), Eyjafjallajökull (2010), Taal (2020)
5	1 – 10 km³	peléjská a pliniovská erupce	nad 10 km	každých 12 let	Vesuv (79), Mount St. Helens (1980), Hunga Tonga (2022)
6	10 – 100 km³	pliniovská a ultrapliniovská erupce	nad 20 km	každých 50 – 100 let	Ilopango (~431), Krakatoa (1883), Pinatubo (1991)
7	100 – 1 000 km³	ultrapliniovská erupce	nad 20 km	každých 500 – 1 000 let	Campi Flegrei (~39 280 př. n. l.), Théra (~1600 př. n. l.), Tambora (1815)
8	více než 1 000 km³	ultrapliniovská erupce	nad 20 km	každých 50 000 let	Yellowstone (~630 000 př. n. l.), Toba (~74 000 př. n. l.)

Typy erupcí

Havajská

Popis: 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. 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.

• 
  Lávový proud, Kilauea
• 
  Lávový proud, Kilauea
• 
  Průnik lávy do oceánu, Kilauea
• 
  Lávová fontána Kilauei

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 1783–1784. Po dobu osmi měsíců prýštila láva z trhliny dlouhé 27 km. Na zemský povrch se ji vylilo zhruba 14,7 km³.

• 
  Počátek erupce Fagradalsfjall (2021)
• 
  Erupce Bárðarbungy (2014)
• 
  Pohled do trhliny Laki

Strombolská

Popis: 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. Jednotlivý výbuch může na zemský povrch dopravit 1–10 tun materiálu. 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.

• 
  Erupce Fuega
• 
  Erupce Stromboli
• 
  Erupce Stromboli

Vulkánská

Popis: 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. 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.

• 
  Erupce Sakuradžimy
• 
  Stejná erupce po 48 vteřinách
• 
  Erupce Krakatoi

Peléjská

Popis: 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 (1948–1951), Mayon (1984) či Soufrière (2021).

• 
  Erupce Mayon

Pliniovská

Popis: 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 dacitového až ryolitového 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. 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 ultraplinivská 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. Například při erupci tichomořské sopky Hunga Tongy 15. ledna 2022 dosáhl erupční sloupec výšky 58 km. 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.

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. 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.

• 
  Subpliniovská erupce Calbuca (2015)
  (Video [1])
• 
  Erupce Calbuca
• 
  Erupční sloupec Pinatuba
• 
  Erupční sloupec Mount St. Helens
• 
  Erupční sloupec Mount St. Helens
• 
  Umělecká představa erupce Vesuvu roku 79 s patrným sopečným spadem

Surtseyská

Popis: 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. 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. Ihned na to se začne materiál výtrysku, vlivem své váhy, padat zpět na zem. U jeho základny 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.

• 
  Erupce Taal s patrným pyroklastickým přívalem
• Erupce Hunga Tongy
• 
  Erupce na ostrově Surtsey
• 
  Erupce Fukutoku-Okanoba
• 
  Erupce Fukutoku-Okanoba

Subglaciální

Popis: 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.

• 
  Erupce Eyjafjallajökull

Podmořská

Popis: 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.

• 
  Erupce sopky West Mata
• 
  Erupce sopky West Mata
• 
  Erupce poblíž Fidži
• 
  Mělká podmořská erupce

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 1600–2010 na svědomí zhruba 274 501 obětí. Na základě počtu mrtvých nejvíce dominovaly:

• Pyroklastické proudy a pyroklastické přívaly – 91 484 (33 %)
• Nepřímé následky (hlad a choroby) – 65 024 (24 %)
• Tsunami – 55 277 (20 %)
• Lahary – 44 252 (17 %)
• Sopečný spad – 8 126 (3 %)
• Sesuvy – 5 230 (2 %)
• Sopečné plyny – 2 151 (0,78 %)
• Jökulhlaupy – 1 163 (0,42 %)
• Lávové proudy – 887 (0,32 %)
• Vulkanická zemětřesení – 765 (0,28 %)
• Vulkanické blesky – 142 (0,05 %)

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). 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. 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, 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. Hlavním ničivým elementem kromě vysokých teplot je velmi silné vnitřní 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.

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.
• 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. 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. Před pyroklastickými proudy a přívaly neexistuje žádná zaručená ochrana nebo úkryt, přičemž od zpozorování nebezpečí má člověk velmi málo času, než k němu živel dorazí. 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 zničili město St. Pierre, z jehož 28 tisíc obyvatel přežili jen tři.

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.) 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.

Zformování tsunami sopečnou činností může proběhnout několika způsoby:

• Sesuv sopečného tělesa – vulkanická tělesa, tvořená vrstvami lávy a pyroklastik, vykazují širokou škálu nestability (hydrotermálními změnami, magmatickou intruzí nebo celkovou strukturální nestabilitou). 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.
• Průnik pyroklastického proudu nebo laharu – lahary (sopečné bahnotoky) patří mezi možné původce, stejně tak průnik pyroklastických proudů do vodní plochy, jejichž objem může činit i několik km³. 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.
• 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. 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.
• 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 vyvolala 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. Událost tak vědcům poskytla jedinečnou příležitost prostudovat fyzikální mechanismus vzniku a zesilování tsunami prostřednictvím nelineární rezonance akusticko-gravitačními vlnami.

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).

Pro spuštění laharů existuje několik možností:

• 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, jenž zaplavily 130 km² a vyžádaly si 5 tisíc mrtvých. Když hurikán Mitch roku 1998 postihl 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.

Sopečný spad

Sopečný spad, snášející se z oblaka popela na okolí sopky Pagan.

Izoliniemi vyznačené tloušťky napadané vrstva 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.

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. 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. 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 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 posuzované je riziko pro leteckou dopravu. Vysoké teploty ve spalovací komoře dokáží sopečný popel během letu roztavit a výsledná hmota se 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).

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. 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.

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.

Sopečné plyny

Sopečné plyny, uvolňované fumarolou na japonské Ontake.

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). 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. 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 byly schopné silně poleptat kůži.

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 spadli 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 %.

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). 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.

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 zvládly 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). 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).

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.

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. Další možností je fraktoemise (rozpad horninových částic). Roku 2019 proběhl výzkum ionizace, neboť radioizotopy (zejména radon) v sopečných plynech by mohly zvyšovat tvorbu výbojů. 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).

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.
• 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.
• 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. Bahenní krátery tvarem připomínají drobné sopečné kužely, bahno z nich volně vytéká nebo vystřikuje jako gejzír spolu s unikajícím plynem a drobným štěrkem. Neobvyklé nejsou ani větší erupce, způsobené nahromaděním uhlovodíkových plynů (metanu), které se můžou samovolně vznítit.
• 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. 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. 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.

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.

Monitorování sopek

Měřící stanice u sopky 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.

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. 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 M_w.

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. Mezi další seismické jevy patři tzv. harmonický třes (rytmicky se opakující sinusoidní vlny), který navíc může i doprovázet sopečnou činnost. Zdrojem seismické aktivity nemusí být nutně magma, ale například pohyb fluid (směs plynů a kapaliny). Ty jsou mimo jiné zodpovědné za zemětřesné roje v okolí Chebska na západě Čech.

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.

Deformace zemského povrchu

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

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. 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. Ovšem interval mezi jednotlivými průlety satelitů omezuje jejich použitelnost jen pro krátkodobé monitorování.

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.

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.

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. 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). Výhodou jsou nízké provozní náklady. Podzemní voda je rovněž často kontaminována sopečnými plyny, jejichž koncentrace mohou být pro odborníky dalším zdrojem informací.

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 okolními horninami. Mikrogravimetrické anomálie lze detekovat pomocí vysoce citlivých gravimetrů, které se používají na aktivních sopkách. Kromě toho se dají registrovat změny také v magnetickém poli. Nicméně, správně interpretovat magnetické anomálie je oproti těm gravitačním výrazně složitější, proto je metoda méně využívanou.

Významné sopky ve světě

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. Patří sem:

Mauna Loa, USA Mount Rainier, USA Colima, Mexiko

Santa María, Guatemala Galeras, Kolumbie Pico de Teide, Španělsko

Vesuv, Itálie Etna, Itálie Santorin, Řecko

Nyiragongo, Kongo Merapi, Indonésie Ulawun, Papua Nová Guinea

Taal, Filipíny Sakura-džima, Japonsko Unzen, Japonsko

Avačinská sopka, Rusko Korjacká sopka, Rusko

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.

• Starohory – v barrandiensko-tepelské oblasti, zvané bohemikum, táhnoucí se od Prahy k Domažlicím, docházelo v rámci kadomského vrásnění k vulkanismu již před 600–700 miliony let. Jednalo se podmořské výlevy čedičové lávy, což dosvědčuje přítomnost polštářové lávy.
• Prvohory – na počátku prvohor během kambria nastala v bohemiku mezi Křivoklátem a Rokycany suchozemská sopečná činnost, která byla místy extrémně intenzivní. Nejhojněji zastoupené lávy měly ryolitové a andezitové složení. Mezi ordovikem a devonem se většina zdejší aktivity stává podmořskou. Zapříčinilo to rozpínání zemské kůry v pražské pánvi (protáhlé depresi mezi Prahou a Plzní, kde se usazovaly sedimenty a zároveň docházelo k sopečným erupcím). Během siluru docházelo mezi Prahou a Berounem k intenzivnímu podmořskému vulkanismu, přičemž jedna sopka pravděpodobně pronikla nad hladinu a u Loděnic zanechala své sopečné produkty. Vulkanity pre-karbonského stáří lze nalézt také v Krušných horách, Orlických horách, Jeseníkách atd. Poté na přelomu devonu a karbonu před 390–310 miliony let dochází k tzv. Hercynskému vrásnění. Tento pro Evropu významný horotvorný proces stojí za vznikem Českého masivu, jenž se zformoval prostřednictvím srážky několika menších kontinentálních bloků. Bohemikum bylo vrásněním nejméně postiženo, tudíž se v něm lépe zachovaly starší sopečné horniny, a to včetně těch starohorních z dob kadomského vrásnění. Díky tomu lze přímo v Praze pozorovat jejich výchozy. V závěru hercynské orogeneze se v zemské kůře utvořila masivní magmatická tělesa. Stopy sopečné aktivity z této doby byly objeveny například v devonských sedimentech Drahanské vrchoviny či Nízkého Jeseníku.
• Druhohory – v jejich průběhu, kdy trvala 186 milionů let dlouhá éra dinosaurů, byl Český masiv z tektonického hlediska stabilní a bez vulkanické aktivity. Na konci křídy v závěru druhohor se však začíná opět obnovovat.
• Třetihory – během třetihor zažilo území dnešní České republiky kvůli alpinskému vrásnění silnou sopečnou činnost, jejíž stopy lze v české krajině dodnes pozorovat. Započala již na konci křídy. V Českém masivu se utvořila zlomová pásma, kudy magma mohlo pronikat na povrch. Tím nejvýznamnějším byl oherský rift (také známý jako podkrušnohorský), kde se soustředil nejintenzivnější vulkanismus. Rift probíhá podél jižního úpatí Krušných hor a protíná území Čech od Chebu až po Žitavu v délce 190 km. Zasahuje až do Bavorska a Polska, přičemž celková délka činní 300 km. Zformování zlomu bylo odezvou hercynského předpolí na pozdější fázi alpinského vrásnění, anebo ztenčením kůry vyvolaném v souvislosti s místní horkou skvrnou, popřípadě oběma dvěma procesy. Vrcholnou sopečnou činností od svrchního eocénu až do spodního miocénu (před 42–16 miliony let) vznikly Doupovské hory a České středohoří. Doprovázely ji explozivní erupce, budování stratovulkánů a produkce pyroklastického materiálu. Nesoustředila se však jen na severozápad Čech v okolí oherského riftu, třetihorní sopky se nacházely také v okolí Ostravy, jihovýchodní Moravy (v Bílých Karpatech) a roztroušeně v Čechách (Říp, Vinařická hora u Kladna atd.). Před 13–5 miliony let se vulkanismus vázal na mladší poruchy (krušnohorský a lužický zlom).
• Čtvrtohory – na přelomu třetihor a v průběhu čtvrtohor se české sopky vyskytovaly jen lokálně ve dvou oblastí: v Nízkém Jeseníku a v okolí Bruntálu zanikly před 2 miliony let, zatímco na západě Čech přetrvaly až do středního pleistocénu. Stáří Komorní hůrky se odhaduje na více než 450 tisíc let, zatímco Železné hůrky na 150–400 tisíc let, čímž se jedná o nejmladší českou sopku. Od té doby veškerá sopečná aktivita na území ČR zanikla. Ovšem její dozvuky prostřednictvím postvulkanickým jevů lze dodnes pozorovat v oherském riftu. Patří sem mofety v Soos, termální prameny v Karlových Varech nebo příležitostné zemětřesné roje v okolí Chebska.

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.

Mars

Satelitní snímek sopky Olympus Mons na Marsu.

Na Marsu bylo objeveno několik sopek, z nichž čtyři jsou obrovské štítové sopky. Jejich rozměry přesahují kterýkoliv vulkán na Zemi. Olympus Mons má průměr základny 624 km, výška činí 27 km a díky tomu se jedná o nejvyšší horu Sluneční soustavy. Výšku Mount Everestu přesahuje více než trojnásobně. Nejmladší lávový proud se datuje do doby před 2 miliony let. Podle pozemské geologie by měla být považována za vyhaslou, ale existuje hypotéza, že sopky na Marsu jsou činné přerušovaně, s velmi dlouhými obdobími klidu. Mezi další vulkány patří Arsia Mons, Ascraeus Mons, Hecates Tholus a Pavonis Mons. Obecně se předpokládá, že marťanské sopky jsou vyhaslé již miliony let, neboť vnitřní teplo Marsu už dávno odeznělo a kůra planety je tak tlustá, že roztavená hornina se již nemůže dostat na povrch. Navzdory tomu evropská sonda Mars Express našla známky toho, že k sopečné činnosti na Marsu mohlo docházet i v nedávné minulosti. V roce 2020 to podpořily důkazy o geologicky docela nedávné vulkanické činnosti v puklině Cerberus Fossae. Lávový proud o délce 5 km může být podle odhadů starý jen 50 tisíc let.

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 asi před 500 miliony let, kdy vyvřelá láva zaplavila rozsáhlá území. Předpokládá se, že se povrch „nerecykluje“ deskovou tektonikou jako na Zemi, nýbrž uvolňováním tepla z nitra planety dochází cyklicky 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. 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. Za prvé, atmosférický tlak je natolik velký, že samovolně tlumí výbušné erupce. Pro jeho překonání by magma muselo být mnohem více nasyceno sopečnými plyny. Za druhé, absence vodní páry v magmatu. Za třetí, 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.

Jupiterův měsíc Io

Erupce sopky Tvashtar 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 silikátové horniny. To dává měsíci jeho jedinečné zbarvení. Velmi intenzivní vulkanismus je zapříčiněn slapovými silami Jupiteru, kdy amplituda deformace povrchu Io činní až 100 m. Kvůli nim je na podpovrchové vrstvy tělesa aplikováno silné třecí teplo, které udržuje většinu vnitřku a povrchu měsíce trvale roztavenou. Rychlost materiálu vyvrženého sopkami 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 jednotek či desítek let. Stopy vulkanismu, včetně devět struktur, byly na měsíci poprvé objeveny na snímcích sondy Voyager 1. 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 300 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 Europě, dalším Jupiterově měsíci. 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. Sonda také našla důkazy uhlovodíkového kryovulkanismu na Titanu, který by mohl být zodpovědný za vysoké koncentrace metanu v jeho husté atmosféře. 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 a to zahrnuje jak oteplení, tak ochlazení. Tento na první pohled poměrně jednoduchý koncept je ve skutečnosti nesmírně složitý a komplikovaný. 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. 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 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. Přesto některé nebývale silné troposférické erupce mohou mít určitý dopad, v důsledku přítomnosti dostatečně velkého množství vyvrženin. 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 celé planetě a jejich pobyt 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.

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. 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. 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.

Sopečný popel funguje jako překážka slunečnímu záření, které nedosáhne k povrchu a tím se 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. Během pliniovských erupcí, doprovázené erupčních sloupcem vysokým až 30 km (výjimečně až 55 km), 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. Ochlazující účinky byly například pozorovány v roce 1991, kdy na Filipínách došlo k erupci o síle VEI 6. Jednalo se o 2. nejsilnější sopečný výbuch 20. století a Pinatubo kromě 10 km³ sopečného popela uvolnilo 20 milionů tun SO₂. Aerosol v atmosféře přetrval zhruba 3 roky. 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. Mezi skleníkové plyny patří i vodní pára, která sluneční záření pohlcuje a tím zahřívá okolní atmosféru. Ve stratosféře dokáže setrvat déle než kyselina sírová.

Vymírání

Podle paleontologických výzkumů silný vulkanismus v historii Země způsobil řadu větších či menší masových vymírání tehdejších živočišných a rostlinných druhů. Největší z nich se označují jako tzv. Velká pětka. O příčinách prvních dvou (před 450–440 a 372 miliony let) 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. 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. Tloušťka čedičové vrstvy dosahuje místy 3–3,5 km (v maximu až 6,5 km). Rapidní pokles koncentrace kyslíku a vzrůst oxidu uhličitého v atmosféře, včetně klimatických změn a okyselení oceánů, iniciované sopečnými emisemi, vedly k zániku 81 % mořských a 70 % suchozemských druhů. Díky této události se u živočichů nastartoval vývoj teplokrevnosti a zefektivnila se dýchací soustava. 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. 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 proběhl výlev více než 1 milionu km³ čedičové horniny. 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. Přesto se impakt 10km planetky u poloostrova Yucatán stále považuje jako hlavní důvod vyhynutí 75 % veškerých druhů. 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. 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 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.

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

Další výhodou vulkanismu je vytváření nové pevniny. Podmořské vulkány s přibýváním nového materiálu dokáží proniknout nad hladinu moře či oceánu. Tak vznikly například Havajské ostrovy, Galapágy, Kanárské ostrovy a Island.

Předchozí sopečná činnost umí vytvářet ekonomické zdroje. Půdy kolem sopek patří mezi ty nejúrodnější na světě a poskytují skvělé podmínky pro rozvoj zemědělství. Jsou bohaté na prvky jako železo, hořčík, draslík, vápník a fosfor. Tato skutečnost je důvod, proč lidé usazují na úpatích a svazích vulkánů. Tuf a tufit jsou horniny, které se postupem času zformovaly konsolidací sopečného popela v jednolitou masu. Již od starověku byly využívány jako stavební materiál, zejména Římany. Tuf využili také domorodci na Velikonočním ostrově k výrobě většiny známých soch Moai. Sopečná činnost je rovněž zodpovědná za vytvoření ložisek cenných nerostných surovin, jako jsou třeba rudy. K získávání čisté síry se využívají aktivní fumaroly v kráteru indonéské sopky Ijen. Díky chladící soustavě sirné plyny kondenzují a horníci pak ztuhlou síru ručně těží.

Kultura

Mytologie

Podle legend žije havajská bohyně Pelé v Halemaʻumaʻu, kráteru sopky Kilauea.

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, příčiny sopečných erupcí nebo 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.

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. V průběhu středověku se věřilo, že se na sousedním ostrově Stromboli nalézá brána do pekla. Druhou měla být sopka Hekla na Islandu.

Na tichomořských ostrovech jsou mýty o vulkánech běžné, nejznámější je ten o bohyni Pelé. Legenda praví, že bohyně Pelé měla vznětlivou povahu, přičemž mezi ní a její sestrou Namakou, bohyní vody, se rozhořel nesmiřitelný konflikt. Proto upustila svůj domov a sama se vydala na své kánoi z ostrova Tahiti na Havaj. Tam rozděláváním svých ohňů tvořila nové vulkány. To se však její sestře nelíbilo a rozhodla se ji pronásledovat. Hasila každý kráter, na který narazila. Pelé ústupně zamířila jihovýchodním směrem na velký havajský ostrov. Podle jedné verze Namaka nechala svou sestru na pokoji, podle druhé svedly boj a Pelé prohrála. Její duch však nezemřel a navždy zůstal v kráteru sopky Kilauei, zvaném Halemaʻumaʻu. Mnoho odkazů se objevuje také v maorské mytologii, kde bohem sopek je Rūaumoko. Podle jednoho příběhu se na vrcholu Ngauruhoe usadila čarodějnice jménem Ngātoro-i-rangi. Během jedné chladné noci požádala bohy o teplo. Jejich odpovědí bylo vyšlehnutí proudu ohně z hory.

Fudži, nejznámější sopka Japonska, je domovem bohyně Konohanasakuje-hime. Tato hora, považovaná za posvátnou, prominentně figuruje v japonské kultuře, tradicích a mytologii. 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.

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. Mezi takové patří například svatá Agáta, sicilská panna a křesťanská mučednice. Když jí náměstek římského císaře drasticky mučil, aby se zřekla své víry, udeřilo silné zemětřesení a mučení bylo přerušeno. Později Agáta v žaláři zemřela. Od té doby je hlavní patronkou sicilského města Katánie, ochránkyní před zemětřesením a erupcemi přilehlé sopky Etny.

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

• Poslední dny Pompejí (1834) – román od anglického spisovatele Edwarda Bulwer-Lyttona
• Cesta do středu Země (1864) – dobrodružný sci-fi román od Julese Verna.

Výtvarné umění

Pravděpodobně nejstarší známé zobrazení sopečné erupce, starší více než 7 700 let, pochází z Çatal Hüyük v Turecku. Nástěnná malba zobrazuje erupci stratovulkánu Hasan Dağı. Ohledně interpretace však mezi odborníky nepanuje shoda a někteří namítají, že místo sopky je zachycena levhartí kůže. V západním umění se Vesuv stal zvláště známým v polovině 18. století, kdy byl poměrně činný. Mezi svědky erupcí patřil Angličan jménem Joseph Wright, který během svého života namaloval více než 30 obrazů, zachycující tento přírodní jev. Wright reprezentoval klasicismus, ale v jeho obrazech lze nalézt jasné preromantické rysy. Nejznámějším malířem sopečných erupcí byl dozajista William Turner, taktéž Angličan. 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 jiných 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. Na konci 19. století se kolem havajských sopek rozvinul myšlenkový směr. Jeho představitelé malovali tamější hory s dramatickým šerem. Mezi ústřední postavy patřil Francouz Jules Tavernier, který se stal místní celebritou. Havajský král Kalākaua ho dokonce jmenoval dvorním umělcem. Další známou osobou byl David H. Hitchcock.

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 rozdistribuovali po celé planetě, čímž následujících měsíců docházelo k nebývale barevným západům Slunce.

• 
  Obraz Výkřik od Edvarda Muncha.
• 
  Olejová malba Mount St. Helens od Alberta Bierstadta
• 
  Erupce Vesuvu z Portici od Josepha Wrighta
• 
  Erupce Vesuvu od Williama Turnera
• 
  Malba bohyně Pelé z roku 1929 od Davida H. Hitchcocka.

Odkazy

Související články

Seznam sopek v Africe Seznam sopek na Aljašce Seznam sopek Antarktidy Seznam sopek Atlantského oceánu Seznam sopek na Filipínách

Seznam sopek Havajských ostrovů a Tichého oceánu Seznam sopek Indonésie Seznam sopek Islandu a Severního ledového oceánu Seznam sopek Jižní Ameriky Seznam sopek Kamčatky a severní Asie

Seznam sopek Karibiku Seznam sopek Mexika a Střední Ameriky Seznam sopek Nového Jižního Walesu Seznam sopek Nového Zélandu a Fidži Seznam sopek USA a Kanady

Seznam velkých sopečných erupcí Seznam sopečných erupcí 20. století Seznam sopečných erupcí 21. století Seznam sopečných erupcí podle počtu obětí

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. 

<ref>. . , . .

Externí odkazy

• Obrázky, zvuky či videa k tématu sopka na Wikimedia Commons
• Slovníkové heslo sopka ve Wikislovníku
• Galerie sopka na Wikimedia Commons

Autoritní data	NKC: ph116218 PSH: 4513 BNF: cb11933762p (data) GND: 4128339-9 LCCN: sh85144257 NARA: 10648582 NDL: 00565264 NLI: 987007543697405171