Fysische geologie

Er zijn talrijke soorten vulkanen of vulkanische bronnen; enkele van de meest voorkomende zijn samengevat in tabel 4.1.

Tabel 4.1 Een overzicht van de belangrijke typen vulkanisme

De afmetingen en vormen van typische schild-, composiet-, en sintelkegelvulkanen zijn vergeleken in figuur 4.9, hoewel, om eerlijk te zijn, Mauna Loa de grootste schildvulkaan op aarde is; alle andere zijn kleiner. Mauna Loa rijst op uit de omringende vlakke zeebodem, en zijn diameter is in de orde van grootte van 200 km. Zijn hoogte is 4.169 m boven de zeespiegel. Mt. St. Helens, een samengestelde vulkaan, rijst op uit de omringende heuvels van de Cascade Range. Zijn diameter is ongeveer 6 km, en zijn hoogte is 2.550 m boven de zeespiegel. Sintelkegels zijn veel kleiner. Op deze tekening is zelfs een grote sintelkegel slechts een stip.

Sintelkegels, zoals Eve Cone in het noorden van B.C. (figuur 4.10), hebben doorgaans slechts een diameter van enkele honderden meters, en slechts weinige zijn hoger dan 200 m. De meeste bestaan uit fragmenten van vesiculair mafisch gesteente (scoria) die werden uitgestoten toen het magma kookte toen het de oppervlakte naderde, waardoor vuurfonteinen ontstonden. In veel gevallen werden deze later uitvloeiend (lavastromen) toen de gassen waren uitgeput. De meeste sintelkegels zijn monogenetisch, dat wil zeggen dat ze tijdens één enkele uitbarstingsfase zijn gevormd, die weken of maanden kan hebben geduurd. Omdat sintelkegels bijna uitsluitend uit losse fragmenten bestaan, hebben ze weinig stevigheid. Ze kunnen gemakkelijk en relatief snel worden weg geërodeerd.

Composietvulkanen

Composietvulkanen, zoals Mt. St. Helens in de staat Washington (figuur 4.11), zijn bijna allemaal geassocieerd met subductie bij convergente plaatgrenzen – ofwel oceaan-continent- of oceaan-oceaangrenzen (figuur 4.4b). Zij kunnen tot enkele duizenden meters boven het omringende terrein uitsteken en, met hellingen tot 30˚, typisch tot 10 km in doorsnee zijn. Bij veel van dergelijke vulkanen wordt magma opgeslagen in een magmakamer in het bovenste deel van de korst. Bij Mt. St. Helens bijvoorbeeld is er bewijs van een magmakamer die ongeveer 1 km breed is en zich uitstrekt van ongeveer 6 km tot 14 km onder het oppervlak (figuur 4.12). Systematische variaties in de samenstelling van het vulkanisme gedurende de afgelopen duizenden jaren op Mt. St. Helens impliceren dat de magmakamer gezoneerd is, van meer felsisch aan de top tot meer mafisch aan de onderkant.

Mafische uitbarstingen (en sommige intermediaire uitbarstingen) daarentegen produceren lavastromen; de in figuur 4.13b getoonde is dik genoeg (in totaal ongeveer 10 m) om te zijn afgekoeld in een zuilvormig verbindingspatroon (figuur 4.14). Lavastromen maken het profiel van de vulkaan vlakker (omdat de lava meestal verder stroomt dan pyroclastisch puin dat valt) en beschermen de fragmentarische afzettingen tegen erosie. Toch hebben samengestelde vulkanen de neiging snel te eroderen. Patrick Pringle, vulkanoloog bij het Ministerie van Natuurlijke Hulpbronnen van de staat Washington, beschrijft Mt. St. Helens als een “stapel troep”. Het gesteente waaruit Mt. St. Helens is opgebouwd, varieert in samenstelling van rhyoliet (figuur 4.13a) tot basalt (figuur 4.13b); dit impliceert dat de soorten erupties in het verleden sterk van karakter hebben gevarieerd. Zoals reeds opgemerkt, vloeit felsisch magma niet gemakkelijk en laat het gassen niet gemakkelijk ontsnappen. Onder deze omstandigheden bouwt de druk zich op totdat een pijpleiding opengaat, waarna een explosieve uitbarsting ontstaat vanuit het gasrijke bovenste deel van de magmakamer, waarbij pyroklastisch puin wordt geproduceerd, zoals te zien is op figuur 4.13a. Dit type uitbarsting kan ook leiden tot het snel smelten van ijs en sneeuw op een vulkaan, wat meestal grote modderstromen veroorzaakt die lahars worden genoemd (figuur 4.13a). Hete, snel bewegende pyroklastische stromen en lahars zijn de twee belangrijkste oorzaken van slachtoffers bij vulkaanuitbarstingen. Bij de uitbarsting van Mt. Pelée in 1902 op het Caribische eiland Martinique kwamen ongeveer 30.000 mensen om het leven door pyroklastische stromen. De meesten werden in hun huizen verbrand. In 1985 doodde een enorme lahar, veroorzaakt door de uitbarsting van de Nevado del Ruiz, 23.000 mensen in de Colombiaanse stad Armero, ongeveer 50 km van de vulkaan.

In een geologische context hebben samengestelde vulkanen de neiging om relatief snel te ontstaan en niet erg lang te blijven bestaan. Mt. St. Helens, bijvoorbeeld, bestaat uit gesteente dat allemaal jonger is dan 40.000 jaar; het grootste deel ervan is jonger dan 3.000 jaar. Als de vulkanische activiteit ophoudt, zou hij binnen enkele tienduizenden jaren kunnen eroderen. Dit komt grotendeels door de aanwezigheid van pyroclastisch eruptiemateriaal, dat niet sterk is.

Schildvulkanen

De meeste schildvulkanen zijn geassocieerd met mantelpluimen, hoewel sommige zich vormen op divergerende grenzen, hetzij op land of op de zeebodem. Vanwege hun niet-visceuze mafische magma hebben ze meestal relatief zachte hellingen (2 tot 10˚) en de grotere kunnen meer dan 100 km in diameter zijn. De bekendste schildvulkanen zijn die van de Hawaï-eilanden, en de enige actieve daarvan bevinden zich op het grote eiland Hawaï. Mauna Loa, ’s werelds grootste vulkaan en ’s werelds grootste berg (qua volume) is voor het laatst uitgebarsten in 1984. Kilauea, waarschijnlijk ’s werelds actiefste vulkaan, is sinds 1983 vrijwel ononderbroken uitgebarsten. Loihi is een onderzeese vulkaan aan de zuidoostkant van Hawaii. Hij is voor het laatst tot uitbarsting gekomen in 1996, maar kan sindsdien zijn uitgebarsten zonder dat dit is waargenomen.

Alle Hawaiiaanse vulkanen staan in verband met de mantelpluim die momenteel onder Mauna Loa, Kilauea en Loihi ligt (figuur 4.15). In dit gebied verplaatst de Pacifische Plaat zich naar het noordwesten met een snelheid van ongeveer 7 cm/jaar. Dit betekent dat de eerder gevormde – en nu gedoofde – vulkanen zich nu ver van de mantelpluim hebben verwijderd. Zoals te zien is in figuur 4.15, zijn er bewijzen van magmakamers in het aardoppervlak onder alle drie actieve vulkanen van Hawaii. Bij Kilauea blijkt de magmakamer een diameter van enkele kilometers te hebben, en zich tussen 8 km en 11 km onder het oppervlak te bevinden.

Hoewel het geen prominente berg is (figuur 4.9), heeft de Kilauea vulkaan een grote caldera in zijn topgebied (figuur 4.16). Een caldera is een vulkanische krater met een diameter van meer dan 2 km; deze is 4 km lang en 3 km breed. Hij bevat een kleiner element, de Halema’uma’u krater, die een totale diepte heeft van meer dan 200 m onder het omringende gebied. De meeste vulkaankraters en -kaldera’s worden gevormd boven magmakamers, en het niveau van de kraterbodem wordt beïnvloed door de hoeveelheid druk die door het magma lichaam wordt uitgeoefend. Gedurende historische perioden zijn de vloeren van zowel de Kilauea-caldera als de Halema’uma’u-krater omhoog bewogen tijdens de expansie van de magmakamer en omlaag tijdens het leeglopen van de kamer.

Een van de opvallende kenmerken van de Kilauea-caldera is opstijgende waterdamp (de witte wolk in figuur 4.16) en een sterke zwavelgeur (figuur 4.17). Zoals typisch is in magmatische gebieden, is water de belangrijkste vluchtige component, gevolgd door kooldioxide en zwaveldioxide. Deze gassen, en enkele minder belangrijke gassen, zijn afkomstig uit de magmakamer op diepte en stijgen op via scheuren in het bovenliggende gesteente. Deze ontgassing van het magma is van cruciaal belang voor de wijze van uitbarsting bij Kilauea, die het grootste deel van de afgelopen 30 jaar uitbundig en niet explosief is geweest.

De Kilauea-uitbarsting die in 1983 begon, begon met de vorming van een sintelkegel bij Pu’u ‘O’o, ongeveer 15 km ten oosten van de caldera (figuur 4.18). Het magma dat deze uitbarsting voedde stroomde langs een belangrijk gangenstelsel dat bekend staat als de East Rift, die zich over een lengte van ongeveer 20 km vanaf de caldera uitstrekt, eerst in zuidoostelijke en vervolgens in oostelijke richting. De lavafonteinen en de bouw van de Pu’u ‘O’o sintelkegel (figuur 4.19a) gingen door tot 1986, toen de stroom uitvloeide. Van 1986 tot 2014 stroomde de lava vanuit een spleet in de zuidflank van Pu’u ‘O’o via een lavabuis langs de helling van Kilauea naar beneden (figuur 4.19d), waarbij de lava op of nabij de oceaan uitkwam. Sinds juni 2014 stroomt de lava in noordoostelijke richting (zie oefening 4.4).

De twee belangrijkste soorten textuur die tijdens uitvloeiende subaeriële uitbarstingen ontstaan, zijn pahoehoe en aa. Pahoehoe, draderige lava die zich vormt als niet-viskeuze lava, vloeit zachtjes, waarbij een huid wordt gevormd die geleert en vervolgens rimpelt door de voortdurende stroming van de lava onder het oppervlak (figuur 4.19b, en “lava flow video”). Aa, of blokvormige lava, vormt zich wanneer magma gedwongen wordt sneller te stromen dan het kan (langs een helling bijvoorbeeld) (figuur 4.19c). Tefra (lavafragmenten) wordt geproduceerd tijdens explosieve uitbarstingen, en hoopt zich op in de buurt van sintelkegels.

Figuur 4.19d is een blik in een actieve lavabuis aan de zuidelijke rand van Kilauea. De rode gloed is afkomstig van een stroom zeer hete lava (~1200°C) die het grootste deel van de 8 km vanaf de Pu’u ‘O’o opening ondergronds heeft gestroomd. Lavabuizen vormen zich op natuurlijke wijze en gemakkelijk op zowel schild- als samengestelde vulkanen, omdat stromende mafische lava bij voorkeur aan de randen afkoelt, waarbij vaste lavavlakken worden gevormd die zich uiteindelijk over de top van de stroom sluiten. Het magma in een lavabuis wordt niet aan de lucht blootgesteld, zodat het heet en vloeibaar blijft en tientallen kilometers kan stromen, wat bijdraagt tot de grote omvang en lage hellingen van schildvulkanen. De Hawaiiaanse vulkanen zijn bezaaid met duizenden oude lavabuizen, sommige wel 50 km lang.

Kilauea is ongeveer 300 ka oud, terwijl het naburige Mauna Loa meer dan 700 ka en Mauna Kea meer dan 1 Ma oud is. Als het vulkanisme boven de mantelpluim van Hawaii op dezelfde manier doorgaat als in de afgelopen 85 Ma, zal Kilauea waarschijnlijk nog minstens 500.000 jaar blijven uitbarsten. Tegen die tijd zal zijn buurman, Loihi, uit de zeebodem tevoorschijn zijn gekomen, en zullen zijn andere buren, Mauna Loa en Mauna Kea, sterk geërodeerd zijn, net als hun neven, de eilanden in het noordwesten (figuur 4.15).

Grote Igneuze Provincies

Terwijl de mantelpluim van Hawaii gedurende zeer lange tijd (~85 Ma) een relatief gering volume magma heeft geproduceerd, zijn andere mantelpluimen minder consistent, en genereren sommige enorme volumes magma in relatief korte tijdsperioden. Hoewel hun oorsprong nog steeds omstreden is, wordt aangenomen dat het vulkanisme dat tot grote stollingsprovincies (LIP) leidt, verband houdt met uitbarstingen van magma uit mantelpluimen met een zeer groot volume, maar van relatief korte duur. Een voorbeeld van een LIP is de Columbia River Basalt Group (CRGB), die zich uitstrekt over Washington, Oregon en Idaho (figuur 4.20). Dit vulkanisme, dat een gebied van ongeveer 160.000 km2 bestreek met basaltgesteente tot enkele honderden meters dik, vond plaats tussen 17 en 14 Ma.

De meeste andere LIP-uitbarstingen zijn veel groter. De Siberian Traps (ook basalt), die aan het eind van het Perm in 250 Ma tot uitbarsting kwamen, hebben naar schatting ongeveer 40 maal zoveel lava geproduceerd als de CRBG.

De mantelpluim waarvan wordt aangenomen dat hij verantwoordelijk is voor de CRBG bevindt zich nu onder het Yellowstone gebied, waar hij tot felsisch vulkanisme leidt. In de afgelopen 2 Ma hebben drie zeer grote explosieve uitbarstingen bij Yellowstone ongeveer 900 km3 aan felsisch magma opgeleverd, ongeveer 900 maal het volume van de uitbarsting van Mt. St. Helens in 1980, maar slechts 5% van het volume aan mafisch magma in de CRBG.

Vulkanisme op de zeebodem

Enkele LIP erupties doen zich op de zeebodem voor, de grootste is die welke het Ontong Java plateau in de westelijke Stille Oceaan heeft doen ontstaan rond 122 Ma. Maar het meeste vulkanisme op de zeebodem ontstaat bij divergerende grenzen en omvat relatief kleine erupties. Onder deze omstandigheden koelt de hete lava die in het koude zeewater sijpelt, snel af aan de buitenkant en gedraagt zich dan een beetje als tandpasta. De resulterende klodders lava worden pillows genoemd, en zij hebben de neiging zich op te hopen rond een lava-opening op de zeebodem (figuur 4.21). Qua oppervlakte ligt er waarschijnlijk meer kussenbasalt op de zeebodem dan enig ander gesteente op aarde.

Kimberlieten

Terwijl alle tot dusver besproken vulkanisme vermoedelijk zijn oorsprong vindt in gedeeltelijke smelting in de bovenmantel of binnenin de korst, is er een speciale klasse vulkanen, kimberlieten genaamd, die hun oorsprong veel dieper in de mantel vinden, op dieptes van 150 km tot 450 km. Tijdens een kimberlietuitbarsting kan materiaal van deze diepte snel (uren tot dagen) naar de oppervlakte komen, met weinig interactie met de omringende gesteenten. Als gevolg daarvan is kimberliet eruptiemateriaal representatief voor de samenstelling van de aardmantel: het is ultramafisch.

Kimberliet erupties die ontstaan op diepten van meer dan 200 km, in gebieden onder oude dikke korst (schilden), doorkruisen het gebied van stabiliteit van diamant in de aardmantel, en brengen in sommige gevallen diamanthoudend materiaal naar de oppervlakte. Aangenomen wordt dat alle diamantafzettingen op aarde op deze wijze zijn ontstaan; een voorbeeld is de rijke Ekati-mijn in de Northwest Territories (figuur 4.22).

De kimberlieten bij Ekati zijn tussen 45 en 60 Ma tot uitbarsting gekomen. Veel kimberlieten zijn ouder, sommige veel ouder. In historische tijden zijn er geen kimberlietuitbarstingen geweest. De jongst bekende kimberlieten bevinden zich in de Igwisi Hills in Tanzania en zijn slechts ongeveer 10.000 jaar oud. De op één na jongst bekende zijn ongeveer 30 Ma oud.