MŁODY GNIEWNY

   
         Daleko od ognia (przynajmniej obecnie)...
 

Odbębniając wieczorny trening biegowy przystanąłem na moment na grzbiecie Kozińca. Krajobraz po deszczu ubrał szczyty w tumany chmur. Te bardziej kopiaste jak zwykle tworzą fantasmagorie kopcących stożków wulkanicznych. Chcąc oglądnąć per oculi prawdziwe stożki wulkaniczne trzeba nieco popodróżować. W którą stronę by się nie obrócić, to do aktywnego, bądź drzemiącego wulkanu jest kawał drogi - 1037 km do Wezuwiusza, 1227 km do Stromboliego, 1344 km do Etny, 2713 km do najbliższego islandzkiego wulkanu Oræfajökull i całe 2822 km do Beerenbergu. Jednak jeszcze pod koniec plejstocenu, a historycznie rzecz ujmując w środkowym paleolicie sytuacja byłaby nieco odmienna, bo do najbliższego czynnego wulkanu dzieliło by mnie zaledwie 141 km w linii prostej i właśnie dziś odwiedzimy owo miejsce w którym zakończył się wulkanizm w Karpatach Zachodnich.

         Karpackie erupcje krok po kroku...

Aktywność wulkaniczna na terenie Karpat, to taki spektakl który rozegrał się w kilku aktach (były trzy główne fazy), kilku scenach (bo kolidowały trzy terrany) i miał nawet różnych "autorów" (bo geneza wulkanów była nieco odmienna). Pomiędzy poszczególnymi fazami nie zawsze panował spokój i zdarzały się niewielkie przejawy aktywności wulkanicznej, jednak ogół zdarzeń przedstawia się w następujący sposób:

• Faza I; Karpaty Zachodnie: Aktywność wystąpiła w przedziale 21,0 - 17,0 mln lat temu, powstały wulkany Matry, przedpola Gór Bukowych i południowej Cerovej Vrchowiny. W Karpatach Wschodnich i Górach Zachodniorumuńskich w tym czasie nie wystąpiły żadne zjawiska wulkaniczne. Mechanizm powstawania wulkanizmu: zmiany cyrkulacji magmy w astenosferze i poziome ruchy deformacyjne powodujące osłabienie skorupy ziemskiej na terenie trzech terranów: Dacii, Tiszy i Alcapy. Dominują lawy felzytowe: ryolity i dacyty.

• Faza II; Karpaty Zachodnie: Powstaje wielki łuk wulkaniczny, rozciągający się z przerwami na długości ok. 700 km. Faza ta trwała pomiędzy 16,0 - 9,0 mln lat temu. Powstają wielkie stratowulkany: Szczawnicki, Vtacnik, Polana, Kremnicki, Borzony i łańcuszek stratowulkanów Tokajsko-Slańskich. Karpaty Wschodnie: Powstaje Łańcuch Vihorlacko-Gutiński, Tibles, oraz łańcuch Calimani-Gurghiu-Harghita. Druga faza jest tu nieco przesunięta w czasie i trwa dłużej pomiędzy 15,2 - 4,0 mln lat temu. Góry Zachodniorumuńskie: Pas wulkaniczny w Apuseni tworzy się w przedziale 14,9 - 7,4 mln lat temu. Mechanizm powstawania wulkanizmu: wulkanizm był wywołany subdukcją płyty Eurazjatyckiej pod terrany karpackie. Subdukowana płyta zapadała się pod niewielkim kątem, a zasięg subdukcji wyniósł ok. 200 km, czyli stosunkowo niewiele jak na tego typu zjawisko. Pryzmą akrecyjną pozostałą po subdukcji są płaszczowiny fliszowe. Występują głównie przejściowe lawy andezytowe, a felzytowe ryolity i dacyty stanowią już mniejszość.

• Faza III, Karpaty Zachodnie: Ostatnia faza trwa pomiędzy 7,2 - 0,03 mln lat temu. Powstały wtedy ostatnie wylewy law w rejonie kaldery Szczawnickiego Stratowulkanu i północna część Cerovej Vrchoviny. Karpaty Wschodnie: Wulkanizm odbywa się tu w kilku etapach pomiędzy 3,0 - 0,03 mln lat temu. Powstaje południowa Harghita, Persani i Ciomat. Góry Zachodniorumuńskie: Pomiędzy 2,0 - 1,6 mln lat temu występuje niewielki epizod wulkaniczny na południowym krańcu tej części Karpat. Mechanizm powstawania wulkanizmu: subdukcja w tym czasie już ustała, ale znów doszło do zmiany cyrkulacji magmy w astenosferze i poziomych ruchów deformacyjnych skorupy ziemskiej. Dominują lawy maficzne: bazalty i bazanity, ale w rejonie południowej Harghity i Ciomatu występuje całe spektrum law od maficznych po felzytowe.

Istotnym faktem było stopniowe przesuwanie się ognisk powstawania wulkanów z zachodu na wschód w trakcie trwania drugiej fazy wulkanicznej. Powodem tego była lewoskrętna rotacja napierającej na północ Afryki i sprzężony z nią ruch dwóch wklinowanych terranów: Adrii i Sardynii ku północnemu-wschodowi. W wyniku takiej konfiguracji kolidujących fragmentów skorupy ziemskiej, główny nacisk sił podczas subdukcji zmieniał swój azymut stopniowo z północy na wschód, zgodnie z ruchem wskazówek zegara dla mikropłyty Tiszy i Dacii i przeciwnie do ruchu wskazówek zegara dla mikropłyty Alcapa. Z tego samego powodu Karpaty, w przeciwieństwie do np. Andów czy Pirenejów, nie są proste jak od linijki, tylko tworzą mocno wygięty łuk. Cały wianuszek wulkanów zwykłem zwać nieco przesadnie "Karpackim Pierścieniem Ognia" w analogii do gigantycznego wieńca wulkanicznego jakim jest Pacyficzny Pierścień Ognia. Inną istotną kwestią jest to, że czasem geologia prawi swoje, a geografia swoje. Generalnie zawężam tutejsze odniesienia do Karpat, ale wulkanizm poza ich geograficznymi granicami na terenie Kotliny Panońskiej, np. w górach Bakony należał do tego samego szeregu zdarzeń.

Wracając do Karpat Zachodnich... Wyglądało na to, że po trzecim epizodzie wulkanicznym wszystko w Karpatach Zachodnich przygaśnie, a plejstoceńska aktywność wulkaniczna pozostanie tylko w Karpatach Wschodnich. Jednak później, pod sam koniec plejstocenu doszło do kolejnego, pojedynczego epizodu wulkanicznego, czego efektem był stożek o dźwięcznej nazwie... Putikov. Nasza wulkaniczna nowalijka wyrosła w dość niepozornym miejscu, a mianowicie w dolnej części doliny Hronu, tuż przed miejscem w którym wypływa on na tereny Kotliny Panońskiej. Lawa przebiła dystalne, andezytowe potoki Szczawnickiego Stratowulkanu sprzed kilku milionów lat.

Putikov znajdujący się w centrum kadru, to dość niepozorna górka. Skały budujące wzniesienia na skrajach kadru zbudowane są z law starszych o ok. 13 milionów lat, niż te któte tworzą stożek Putikova.

 

Aktywność skał wulkanicznych wyznacza się najszczęśniejszej za pomocą metod radiometrycznych, które niestety posiadają dość duży błąd pomiaru, nawet rzędu kilkudziesięciu tysięcy lat. W przypadku skał starych z np. permu nie będzie to miało aż tak dużego znaczenia, ale dla skał z końca plejstocenu już tak, bo błąd może stanowić połowę wieku oznaczanej próbki. W przypadku Putikova można było zastosować dodatkowe metody datowania, gdyż niektóre potoki lawowe wdarły się na teren osadów rzecznych Hronu z okresu interglacjału eemskiego, a gdzieniegdzie znajdują się pokrywy lessów z okresu zlodowacenia północnopolskiego (Würm), przykrywające potoki lawowe. Dodatkowo część wypływów lawy przegrodziła koryta Chválenskégo potoku i bezimiennego dopływu Liešňanskiego potoku, co spowodowało utworzenie się jezior, po których zostały osady pomocne w datowaniu. Dzięki temu, wiek Putikova można było dość dobrze sprecyzować. Oznaczenia radiometryczne K-Ar wskazują na powstanie naszego wulkanu w okresie zlodowacenia południowopolskiego (Mindel), a poszczególne próbki dały wyniki: 530+/-160 tyś. lat; 450, 430, 420+/-60 tyś. lat oraz 250+/-120 tyś. lat. Natomiast najmłodszy potok lawowy wydatowano metodą optyczną OSL (pomiar optycznie wzbudzanej luminescencji) na 102+/-11 tyś. lat. Przy czym większość aktywności Putikova przekłada się na przedział: 220 - 130 tyś. lat temu. Czyni to z naszego wulkanu wyjątkowego młodzieniaszka w przeciwieństwie do większości karpackich wulkanów, po które wygasły miliony lat przed nim i pozostawiły po sobie jedynie mocno zerodowane kaldery, neki czy zaledwie pojedyncze potoki lawowe.

Potok tnący potok... Czyli miejsce w którym dopływ Liešňanskiego potoku rozmył potok lawowy grodzący dolinę.

 

Interesującą rzeczą jest także, bordowy kolor gleby pochodzący od związków żelaza z wietrzejących skał wulkanicznych.

 
Putikov wznosi się na 477 m n.p.m. i 290 metrów ponad poziom doliny Hronu. Posiada regularny, stożkowaty kształt ze stromymi stokami o nachyleniu ok. 30° za wyjątkiem stoku NW, który opada łagodnie tworząc grzbiet o długości 3,2 km biegnący w kierunku miejscowości Brehy. Tenże grzbiet, jest niczym innym jak zastygłą serią potoków lawowych. Sam stożek składa się w większości z grubych warstw piroklastyków z przewarstwieniami mniejszych potoków lawowych. Zachował się też dość czytelny obrys i depresja krateru. Piroklastyki tworzą warstwy słabo skonsolidowanych aglutynatów składających się głównie z bomb wulkanicznych i mniejszych lapille, przy czym większość stanowią te pierwsze, a rozmiary największych bomb plasują się w granicach 70-120 cm średnicy. Pojedyncze klasty zbudowane są najczęściej ze scorii. Scoria to taki pumeks ino inksy... Pumeks tudzież pemza, to termin dla porowatej skały wulkanicznej, składającej się ze szkliwa wulkanicznego, natomiast scoria składa się z innej skały wulkanicznej. W obu przypadkach identyczna jest zarówno gąbczasta struktura klasów jak i ich geneza. Podczas wyrzutów lawy dochodziło do dużego spadku ciśnienia wywieranego na rozpuszczone gazy. Umożliwiało to ich gwałtowne rozprężenie, tak jak przy odkręcaniu mocno gazowanej wody niekoniecznie mineralnej. Takie "gazowane" klasty opadały na stoki stożka i zastygały  tworząc sterty gąbczastych kamoli. Uproszczony przekrój przez strukturę stożka i okolicy przedstawiłem na grafice poniżej (proporcje nie są zachowane, ale to po to by lepiej uwidocznić szczegóły).

 

Jedna z większych bomb wulkanicznych w jednej z wychodni na stokach Putikova.

 

Tak natomiast wygląda pojedynczy egzemplarz scorii.

 

Znak w najwyższym punkcie na krawędzi depresji krateru Putikova.

 

Bazanit zawiera w swoim składzie nieco mniej krzemionki i posiada więcej składników alkalicznych niż bazalt przy mniej więcej takiej samej ilości oliwinu, ale makroskopowo nie sposób odróżnić tych dwóch skał, gdyż prawie zawsze tworzą strukturę mikrokrystaliczną (afanitową). Wszystkie mogą również wykształcić cios termiczny, dlatego do dokładnej identyfikacji potrzeba laboratorium petrograficznego. Istnieje bardzo dużo rodzajów law sklasyfikowanych pod kątem chemicznym, jednak pod pod kątem morfologicznym wyróżnia się tylko trzy typy dla law lądowych i jeden typ dla podwodnych (lawy poduszkowe). Na lądzie stopiona skała może ułożyć się w następujące typy morfologiczne: 

Pāhoehoe - Po hawajsku znaczy to nic innego jak "gładka niespękana lawa". Powstaje z zastygnięcia ubogich w krzemionkę law maficznych, takich jak bazalty. Wierzchnie warstwy lawy krzepnąc szybciej tworząc cienką skorupę, która stopniowo ulega deformacji przez ciekłe i wciąż przemieszczające się wnętrze potoku lawowego. Tworzą się w ten sposób abstrakcyjne kształty, przypominające najczęściej fałdy i poskręcane sznury. Zawiera dużo drobnych  i przeważnie równomiernie rozłożonych pęcherzy gazowych. Tworzy długie potoki lawowe, sięgające nawet na odległości rzędu 50 km, ale tworzy dość cienkie warstwy w stosunku do innych typów law.

Strugi lawy typu pahoehoe rozpływają się łagodnie jak syrop na naleśniku. (fot. skeeze; Pixabay).

 
ʻAʻā - Ten osobliwy, dwuliterowy dublet, oznacza w języku hawajskim "szorstką kamienną lawę", a także "płomień". Lawa tego typu tworzy się również z law zasadowych, ale zawiera nieco więcej krzemionki niż przypadku lawy pahoehoe, przez co jest bardziej lepka i przemieszcza się wolniej. Tworzą się w niej rzadsze, ale większe pęcherze gazowe, co sprzyja pękaniu zakrzepłej wierzchniej warstwy na fragmenty które tworzą powłokę z nieregularnych i ostrokrawędzistych płatów na powierzchni. Zakrzepłe fragmenty zostają wciągnięte pod potok lawowy na jego czole, przez co zarówno na spągu jak i na wierzchniej warstwie potoku tworzy się warstwa ostrokrawędzistej brekcji. Lawa typu pahoehoe może przejść w lawę aa gdy jej przepływ stanie się bardziej turbulentny, na skutek przeszkód terenu lub spadnie jej temperatura w wypadku długich spływów.

Lawa typu aa tworząca charakterystyczne skorupy. (fot. 12019; Pixabay).

 
Lawa blokowa - Ta forma tworzy się w wypadku bogatych w krzemionkę law kwaśnych i obojętnych law typu przejściowego, takich jak andezyty czy ryolity. Lepkość law wzrasta do tego stopnia, że poruszają się one bardzo powoli. Odnotowano nawet zawrotne prędkości rzędu kilku cm/dzień, przez co podziwianie takich spływów lawy daje emocje jak na grzybobraniu. Powierzchnia zastyga szybko tworząc grubą skorupę, a ruch lawy stopniowo łamie zakrzepłe warstwy wzdłuż ciosu na bloki tworzące rumosz na powierzchni potoku lawowego. Bloki są poligonalne i mają gładką powierzchnie, a ich gruba warstwa sprawia, że wnętrze potoku lawowego jest izolowane od atmosfery i stygnie wolniej. Dzięki temu lawy blokowe mogą przemieszczać się na niemałe odległości pomimo dużej lepkości i niższej temperatury niż w przypadku law zasadowych. Powolne stygnięcie sprzyja też wzrostowi kryształów i tworzeniu się skał o strukturze porfirowej.

Potok lawowy złożony z zastygłej lawy blokowej. (fot. Tascalo; Pixabay).

 

Sam fakt płynności lawy również stanowi kuriozum. Zdrowy rozsądek podpowiada, że płyn o lepkości mniej więcej 100 000 razy przekraczającej lepkość wody (to porównanie do mniej lepkich law maficznych!), nie powinien  ruszyć się z miejsca, a już na pewno nie powinien zapierniczać 50 km/h w dół stoku. Rozwiązanie problemu leży w tym, że stopiona skała jest płynem tiksotropowym, co oznacza, że jego lepkość znacznie zmniejsza się w momencie, gdy uda się ten płyn wprowadzić w ruch. Wiąże się to z przerwaniem oddziaływań międzycząsteczkowych przez siły ścinania. Duży wpływ na rozrywanie wiązań ma temperatura - im większa tym wiązania łatwiej ulegają zerwaniu. Trzecim czynnikiem jest skład chemiczny, gdzie istotnym czynnikiem jest wspominana uprzednio zawartość krzemionki w lawie i innych składników, które lepiej lub słabiej krystalizują lub polimeryzują przy spadku temperatury. Kluczowa jest tu odpowiednia kompozycja pierwiastków, która ułatwia tworzenie oddziaływań międzycząsteczkowych. Atomy o  dużej elektroujemności, takie jak np. tlen czy azot, poprzez wolne pary elektronowe posiadają ładunek ujemny, mogący tworzyć wiązanie elektrostatyczne z ładunkiem dodatnim na innej cząsteczce, a w szczególności z atomami wodoru.

Na stokach Putikova spotkamy prawie wyłącznie lawy typu aa tworzące dość grube warstwy z brekcją i tylko z rzadka lawy typu pahoehoe. Warto wspomnieć, że dość egzotyczne nazwy pierwszych dwóch typów, wprowadzono do fachowej terminologii z języka hawajskiego w XIX wieku za sprawą amerykańskiego geologa Clarenca Duttona. Jak widać obserwacje Hawajczyków były niezwykle trafne, bo rozróżnili morfologię law tak jak zrobili by to fachowi geolodzy. Jeśli już jesteśmy przy nomenklaturze, to sama nazwa lawa, też nie jest jakoś specjalnie antyczna i pierwszy raz została użyta przez włoskiego geologa , a właściwie polimata Francesco Serao, podczas opisu erupcji Wezuwiusza z 14 maja 1737 roku. Z włoskiego i łaciny pochodzi z resztą wiele innych terminów używanych w wulkanologii.

Skałki bazanitowe na stokach Putikova. Wykształcił się tu słabo czytelny cios termiczny. 

 

Aczkolwiek niektóre poligonalne kolumny są ładnie wypreparowane. 

 

Dystalne potoki lawy typu aa, tworzą bardzo grube, sięgające 15 metrów miąższości warstwy.

 

Kontakt potoku lawowego typu aa (po lewej) z brekcją starszego potoku (po prawej).

 

Zbliżenie na wyżej wspomniany kontakt.

 
 

Wulkanizm, to oczywiście coś więcej niż kratery kopcące popiołem, rzygające lawą i bryzgające żużlem po stokach stożka. Zdarza się tu wiele zjawisk dodatkowych, a Putikov posiada kilka takich "dodatków". Jednym z nich są pseudokratery, czyli miejsca erupcji wywołane przez tak niepozorną rzecz jak woda gruntowa. Lawa która wlewała się na terasy zalewowe Hronu, wchodziła w kontakt z osadami nasyconymi wodą. Nie trudno się domyślić, że roztopiona skała jest generalnie cholernie gorąca, a bazanit jest w tej kwestii o wiele bardziej gorący niz np. ryolit czy andezyt i osiąga temperatury rzędu ok. 1200°C. Powodowało to gwałtowne powstawanie pary wodnej, która pod dużym ciśnieniem przebijała się przez lawę powodując tzw. erupcję freatyczną i powstanie kraterów morfologicznie przypominających te które są zasilane kominem wulkanicznym. Na przedpolu Putikova zidentyfikowano cztery pseudokratery tego typu. Niestety takie pseudokratery obecnie nie są czytelne w morfologii terenu, a jeden z nich został zniszczony przez działalność górniczą kamieniołomu w Brehach.

Kolejnym zjawiskiem towarzyszącym wulkanom są ekshalacje. Gazy wulkaniczne są głównym motorem doprowadzającym do erupcji, poprzez generowanie dużego ciśnienia w kominie wulkanicznym. Jednak gazy nie zawsze ulatniają się w sposób eksplozywny i jeśli znajdą inny sposób na ujście to z pewnością skorzystają z takiej możliwości poprzez różnego rodzaju szczeliny w skałach.W skład gazów wchodzi zazwyczaj dwutlenek węgla, para wodna, tlenek siarki, siarkowodór, fluorowodór i chlorowodór. Ekshalacje określa się ogólnie jako fumarole (od łacińskiego fumus czyli dym). Wyróżnia się tu też dwa podtypy takie jak: solfatary - o dużym udziale składników siarkowych (nazwa zobowiązuje) i także o niższej temperaturze, przeważnie w przedziale 100 - 300°C oraz mofety (od łacińskiego mephitis czyli szkodliwy tudzież trujący opar) - wydzielające prawie wyłącznie dwutlenek węgla i posiadające temperatury poniżej 100°C. Swego czasu pisałem o mofetach z terenu Beskidu Sądeckiego o czym można poczytać tutaj. Na zachodnim stoku Putikova znajduje się otwór po nieaktywnej już fumaroli. Zachowała się dość dobrze część niemałych kanałów którymi uchodziły gazy, tworząc osobliwą jaskinię wulkaniczną o nazwie Sezam z sumą długości korytarzy wynoszącą 26,4 m. i sporą głębokością wynoszącą 14,6 m. Bardzo prawdopodobne, że fumarola była aktywna jeszcze przez tysiące lat po wygaśnięciu Putikova. Na Polach Flegeryjskich koło Neapolu do dziś pełno jest ekshalacji wulkanicznych, pomimo, że ostatnią (z resztą dość potężną) erupcję datuje się na 40 tyś. lat temu.

Jedno z wielu odsłonięć alomeratów bomb wulkanicznych i mniejszych lapilli.

 

Otwór jaskini Sezam - dawnej fumaroli na stokach Putikova.

 

Korytarze dawnej fumaroli pokryte są nalotami powstałymi w czasie jej aktywności.

 

Warto też postawić pytanie, czy ktokolwiek mógł widzieć erupcje Putikova? Pierwsze potwierdzone stanowiska Homo sapiens znane z terenu Maroka datuje się 315 tyś. lat temu. Jednak w Europie pojawiliśmy się dopiero ok. 45 tyś. lat temu, a najstarsze stanowiska Homo sapiens z terenu Karpat datuje się na 42,0 - 37,0 tyś. lat temu, czyli długo po ostatnich erupcjach Putikova. Jednak znamy wiele stanowisk Homo neandertalensis w Europie Środkowej (np. z Gánovec na Spiszu) datowanych nawet na 120 tyś lat temu i bardzo prawdopodobne, że to właśnie neandertalczycy mogli być świadkami końca wulkanizmu na terenie Karpat Zachodnich.  

         Miliony lat, dziesiątki lat, czyli drobne różnice w czasie...

Większość procesów geologicznych rozgrywa się w czasie który dla człowieka jest zupełną abstrakcją i za liczbami którymi się operuje w tej dziedzinie stoi czas nie do ogarnięcia za pomocą naszych standardów. Jednak wulkanizm to taka "geologia instant", gdzie procesy tworzenia sporych mas skalnych mogą odbywać się naocznie w katastroficznej oprawie ukazującej potęgę natury. Mogli się o tym przekonać choćby mieszkańcy wioski Parícutin, kiedy to 20 lutego 1943 roku, na lokalnym polu kukurydzy powstała głęboka szczelina w ziemi. Na nic zdało się rozpaczliwe zasypywanie rozpadliny przez mieszkańców wioski, bo niebawem zaczęła wyrzucać spore ilości piroklastyków, a kilka miesięcy później lawę, tworząc nieustannie rosnący stożek wulkaniczny. Zanim wulkan zaprzestał aktywności w 1952 roku, urósł na 424 metry ponad otaczający płaskowyż, niszcząc przy tym dwie miejscowości i zalewając lawą spore hektary kukurydzy. Podobną niespodziankę mieli Islandczycy, gdy w listopadzie 1963 roku u południowych wybrzeży ich kraju wynurzył się na powierzchnie wulkan Surtsey, tworząc kolejną wyspę do zamieszczenia na mapach. I taką samą niespodzianką swego czasu był nasz Putikov. O ile był on ostatnim przejawem wulkanizmu w Karpatach Zachodnich, to należy wspomnieć, że w Karpatach Wschodnich wulkanizm trwał nadal, a wręcz był bardziej gwałtowniejszy niż w przypadku erupcji Putikova, ale o to już historia na inną pogawędkę geologiczną...