Fysisk geologi

Der findes mange typer af vulkaner eller vulkankilder; nogle af de mest almindelige er opsummeret i tabel 4.1.

Tabel 4.1 En oversigt over de vigtige typer af vulkanisme

Størrelserne og formerne af typiske skjoldvulkaner, kompositvulkaner og askekonvulkaner sammenlignes i figur 4.9, selv om Mauna Loa for at være fair nok er den største skjoldvulkan på Jorden; alle andre er mindre. Mauna Loa rejser sig fra den omkringliggende flade havbund, og dens diameter er i størrelsesordenen 200 km. Dens højde er 4.169 m over havets overflade. St. Helens, en sammensat vulkan, hæver sig over de omkringliggende bakker i Cascade Range. Dens diameter er ca. 6 km, og dens højde er 2.550 m over havets overflade. Asfaltkogler er meget mindre. På denne tegning er selv en stor asfaltkegle kun en prik.

Afsfaltkegler, som Eve Cone i det nordlige B.C. (Figur 4.10), er typisk kun få hundrede meter i diameter, og kun få er mere end 200 m høje. De fleste består af fragmenter af vesikulære mafiske sten (scoria), der blev udstødt, da magmaen kogte, da den nærmede sig overfladen, hvilket skabte ildfontæner. I mange tilfælde blev disse senere effusive (lavastrømme), da gasserne blev udtømt. De fleste askekogler er monogenetiske, hvilket betyder, at de blev dannet under en enkelt udbrudsfase, der kan have varet i uger eller måneder. Fordi askekogler næsten udelukkende består af løse fragmenter, har de meget lidt styrke. De kan let og relativt hurtigt blive eroderet væk.

Sammensatte vulkaner

Sammensatte vulkaner, som Mt. St. Helens i Washington State (figur 4.11), er næsten alle forbundet med subduktion ved konvergerende pladegrænser – enten ocean-kontinent- eller ocean-ocean-grænser (figur 4.4b). De kan strække sig op til flere tusinde meter fra det omgivende terræn og er med hældninger på op til 30˚ typisk op til 10 km i diameter. På mange af disse vulkaner er magma lagret i et magmakammer i den øverste del af skorpen. Helens er der f.eks. tegn på et magmakammer, der er ca. 1 km bredt og strækker sig fra ca. 6 km til 14 km under overfladen (Figur 4.12). Systematiske variationer i sammensætningen af vulkanismen i løbet af de sidste flere tusinde år ved Mt. St. Helens antyder, at magmakammeret er zoneopdelt, fra mere felsisk i toppen til mere mafisk i bunden.

Mafiske udbrud (og nogle mellemliggende udbrud) producerer på den anden side lavastrømme; den, der er vist i Figur 4.13b, er tyk nok (ca. 10 m i alt) til at være afkølet i et søjleformet ledningsmønster (Figur 4.14). Lavastrømme både udjævner vulkanens profil (fordi lavaen typisk flyder længere end pyroklastisk affald falder) og beskytter de fragmentariske aflejringer mod erosion. Alligevel har sammensatte vulkaner en tendens til at erodere hurtigt. Patrick Pringle, vulkanolog ved Washington State Department of Natural Resources, beskriver Mount St. Helens som en “bunke skrammel”. Den sten, som Mt. St. Helens består af, varierer i sammensætning fra rhyolit (Figur 4.13a) til basalt (Figur 4.13b); dette indebærer, at typerne af tidligere udbrud har varieret meget i karakter. Som allerede nævnt flyder felsisk magma ikke let og tillader ikke gasser at slippe let ud. Under disse omstændigheder opbygges trykket, indtil en kanal åbner sig, og så opstår der et eksplosivt udbrud fra den gasrige øverste del af magmakammeret, som producerer pyroklastisk affald, som vist på figur 4.13a. Denne type udbrud kan også føre til hurtig smeltning af is og sne på en vulkan, hvilket typisk udløser store mudderstrømme kendt som lahars (Figur 4.13a). Varme, hurtigt bevægende pyroklastiske strømme og lahars er de to hovedårsager til tab af menneskeliv ved vulkanudbrud. Pyroklastiske strømme dræbte ca. 30.000 mennesker under udbruddet af Pelée-bjerget i 1902 på den caribiske ø Martinique. De fleste blev forbrændt i deres hjem. I 1985 dræbte en massiv lahar, der blev udløst af udbruddet af Nevado del Ruiz, 23.000 mennesker i den colombianske by Armero, ca. 50 km fra vulkanen.

I en geologisk sammenhæng har sammensatte vulkaner en tendens til at blive dannet relativt hurtigt og ikke vare særlig længe. St. Helens består f.eks. af bjergarter, der alle er yngre end 40.000 år; det meste af det er yngre end 3.000 år. Hvis dens vulkanske aktivitet ophører, vil den måske erodere væk i løbet af nogle få titusinder af år. Dette skyldes i høj grad tilstedeværelsen af pyroklastisk eruptionsmateriale, som ikke er stærkt.

Skjoldvulkaner

De fleste skjoldvulkaner er forbundet med kappeplumper, selv om nogle dannes ved divergerende grænser, enten på land eller på havbunden. På grund af deres ikke-viskøse mafiske magma har de tendens til at have relativt bløde hældninger (2 til 10˚), og de større kan være over 100 km i diameter. De bedst kendte skjoldvulkaner er de vulkaner, der udgør Hawaiiøerne, og af disse er de eneste aktive vulkaner på den store ø Hawaii. Mauna Loa, verdens største vulkan og verdens største bjerg (efter volumen), gik sidst i udbrud i 1984. Kilauea, verdens vel nok mest aktive vulkan, har været i udbrud næsten uafbrudt siden 1983. Loihi er en undersøisk vulkan på den sydøstlige side af Hawaii. Den er sidst kendt for at være kommet i udbrud i 1996, men kan være kommet i udbrud siden da uden at blive opdaget.

Alle Hawaiis vulkaner er relateret til den kappeplume, der i øjeblikket ligger under Mauna Loa, Kilauea og Loihi (Figur 4.15). I dette område bevæger Stillehavspladen sig mod nordvest med en hastighed på ca. 7 cm/år. Det betyder, at de tidligere dannede – og nu udslukkede – vulkaner nu har bevæget sig et godt stykke væk fra kappeplumpen. Som det fremgår af figur 4.15, er der tegn på magmakamre i jordskorpen under alle tre aktive Hawaii-vulkaner. På Kilauea ser magmakammeret ud til at være flere kilometer i diameter og ligger mellem 8 km og 11 km under overfladen.

Og selv om det ikke er et fremtrædende bjerg (figur 4.9), har Kilauea-vulkanen en stor caldera i sit topområde (figur 4.16). En caldera er et vulkankrater, der er mere end 2 km i diameter; denne er 4 km lang og 3 km bred. Den indeholder et mindre element kaldet Halema’uma’u-krateret, som har en samlet dybde på over 200 m under det omkringliggende område. De fleste vulkankratere og calderaer er dannet over magmakamre, og kraterbundens niveau påvirkes af det tryk, der udøves af magmalegemet. I historisk tid har gulvene i både Kilauea caldera og Halema’uma’u-krateret bevæget sig opad under magmakammerets ekspansion og nedad under kammerets deflation.

Et af de iøjnefaldende træk ved Kilauea calderaen er den opstigende vanddamp (den hvide sky i figur 4.16) og en stærk svovllugt (figur 4.17). Som det er typisk i magmatiske områder, er vand den vigtigste flygtige komponent, efterfulgt af kuldioxid og svovldioxid. Disse og nogle mindre gasser stammer fra magmakammeret i dybden og stiger op gennem sprækker i den overliggende bjergart. Denne afgasning af magmaen er afgørende for den type udbrud ved Kilauea, som i det meste af de sidste 30 år har været udflydende og ikke eksplosiv.

Kilauea-udbruddet, der begyndte i 1983, startede med dannelsen af en askekegle ved Pu’u ‘O’o, ca. 15 km øst for calderaen (figur 4.18). Magmaen, der gav næring til dette udbrud, strømmede langs et større ledningssystem, kendt som East Rift, der strækker sig ca. 20 km fra calderaen, først mod sydøst og derefter mod øst. Lava-fontænen og opbygningen af Pu’u ‘O’o-sintrekeglen (Figur 4.19a) fortsatte indtil 1986, hvor strømmen blev effusiv. Fra 1986 til 2014 strømmede lavaen fra et hul i Pu’u ‘O’o’s sydlige flanke ned ad Kilaueas skråning gennem et lava-rør (Figur 4.19d) og kom ud ved eller nær havet. Siden juni 2014 er lavaen strømmet mod nordøst (se øvelse 4.4).

De to hovedtyper af teksturer, der opstår under effusive subaeriale udbrud, er pahoehoehoe og aa. Pahoehoehoe, ropy lava, der dannes som ikke-viskøs lava, flyder forsigtigt og danner en hud, der gelerer og derefter rynker sig på grund af den løbende strømning af lavaen under overfladen (figur 4.19b og “lava flow video”). Aa, eller blokagtig lava, dannes, når magma tvinges til at flyde hurtigere, end den er i stand til (f.eks. ned ad en skråning) (figur 4.19c). Tephra (lavafragmenter) produceres under eksplosive udbrud og ophobes i nærheden af askekogler.

Figur 4.19d er et kig ind i et aktivt lava-rør på den sydlige kant af Kilauea. Den røde glød stammer fra en strøm af meget varm lava (~1200°C), der er strømmet under jorden det meste af de 8 km fra Pu’u ‘O’o-udløbet. Lavarør dannes naturligt og let på både skjoldvulkaner og kompositvulkaner, fordi flydende mafisk lava fortrinsvis afkøles tæt på kanten og danner faste lavasten, der til sidst lukker sig over toppen af strømmen. Magmaen i et lavarør er ikke udsat for luft, så den forbliver varm og flydende og kan flyde i titusindvis af kilometer, hvilket bidrager til skjoldvulkaners store størrelse og lave hældninger. De hawaiianske vulkaner er gennemsyret af tusindvis af gamle lava-rør, hvoraf nogle er op til 50 km lange.

Kilauea er ca. 300 ka gammel, mens naboen Mauna Loa er over 700 ka og Mauna Kea er over 1 Ma. Hvis vulkanismen fortsætter over Hawaiis kappeplume på samme måde, som den har gjort i de sidste 85 Ma, er det sandsynligt, at Kilauea vil fortsætte med at gå i udbrud i mindst 500.000 år endnu. Til den tid vil dens nabo, Loihi, være kommet frem fra havbunden, og dens andre naboer, Mauna Loa og Mauna Kea, vil være blevet betydeligt eroderet ligesom deres fætre, øerne mod nordvest (figur 4.15).

Store Igneous Provinces

Mens Hawaiis kappeplume har produceret en relativt lav mængde magma i meget lang tid (~85 Ma), er andre kappeplumer mindre konsistente, og nogle genererer massive mængder magma over relativt korte tidsperioder. Selv om deres oprindelse stadig er kontroversiel, mener man, at den vulkanisme, der fører til store magmaprovinser (LIP), er relateret til meget store mængder, men relativt kortvarige udbrud af magma fra kappeplumerne. Et eksempel på en LIP er Columbia River Basalt Group (CRGB), som strækker sig over Washington, Oregon og Idaho (Figur 4.20). Denne vulkanisme, som dækkede et område på ca. 160.000 km2 med basaltiske bjergarter med en tykkelse på op til flere hundrede meter, fandt sted mellem 17 og 14 Ma.

De fleste andre LIP-udbrud er meget større. De sibiriske fælder (også basalt), der udbrød i slutningen af Perm-perioden ved 250 Ma, anslås at have produceret ca. 40 gange så meget lava som CRBG.

Den kappeplume, der antages at være ansvarlig for CRBG, befinder sig nu under Yellowstone-området, hvor den fører til felsisk vulkanisme. I løbet af de sidste 2 Ma har tre meget store eksplosive udbrud ved Yellowstone givet ca. 900 km3 felsisk magma, ca. 900 gange volumenet af udbruddet af Mt. St. Helens i 1980, men kun 5% af volumenet af mafisk magma i CRBG.

Vulkanisme på havbunden

En del LIP-udbrud sker på havbunden, hvoraf det største er det, der skabte Ontong Java-plateauet i det vestlige Stillehav omkring 122 Ma. Men de fleste vulkanismer på havbunden opstår ved divergerende grænser og involverer udbrud med relativt lavt volumen. Under disse forhold afkøles varm lava, der siver ud i det kolde havvand, hurtigt på ydersiden og opfører sig derefter lidt som tandpasta. De resulterende klumper af lava er kendt som puder, og de har en tendens til at danne bunker omkring en lavaudgang på havbunden (Figur 4.21). Arealmæssigt er der højst sandsynligt mere pudebasalt på havbunden end nogen anden type sten på Jorden.

Kimberlitter

Mens al den hidtil omtalte vulkanisme menes at stamme fra delvis smeltning i den øvre kappe eller i skorpen, findes der en særlig klasse af vulkaner kaldet kimberlitter, som har deres oprindelse langt dybere i kappen, i 150 km til 450 km dybde. Under et kimberlitudbrud kan materiale fra denne dybde hurtigt komme op til overfladen (timer til dage) med ringe interaktion med de omkringliggende bjergarter. Som følge heraf er kimberlitudbrudsmaterialet repræsentativt for kappens sammensætning: det er ultramafisk.

Kimberlitudbrud, der opstår i dybder på over 200 km, i områder under gammel tyk skorpe (skjolde), krydser det område, hvor diamanten er stabil i kappen, og bringer i nogle tilfælde diamantholdigt materiale op til overfladen. Alle diamantforekomster på Jorden antages at være dannet på denne måde; et eksempel er den rige Ekati-mine i de nordvestlige territorier (figur 4.22).

Kimberlitterne ved Ekati er brudt ud mellem 45 og 60 Ma. Mange kimberlitter er ældre, nogle meget ældre. Der har ikke været kimberlitudbrud i historisk tid. De yngste kendte kimberlitter findes i Igwisi Hills i Tanzania og er kun ca. 10.000 år gamle. De næstyngste kendte er omkring 30 Ma gamle.