Geologia fisica

Ci sono numerosi tipi di vulcani o fonti vulcaniche; alcuni dei più comuni sono riassunti nella tabella 4.1.

Tabella 4.1 Un riassunto dei principali tipi di vulcanismo

Le dimensioni e le forme dei tipici vulcani a scudo, compositi e a cono di cenerino sono confrontate nella figura 4.9, anche se, per essere giusti, Mauna Loa è il più grande vulcano a scudo sulla Terra; tutti gli altri sono più piccoli. Il Mauna Loa sorge dal fondo piatto del mare circostante, e il suo diametro è dell’ordine di 200 km. La sua altezza è di 4.169 m sul livello del mare. Il monte St. Helens, un vulcano composito, si erge sopra le colline circostanti della Cascade Range. Il suo diametro è di circa 6 km e la sua altezza è di 2.550 m sul livello del mare. I coni di cenere sono molto più piccoli. Su questo disegno, anche un grande cono di cenere è solo un punto.

I coni di cenere, come Eve Cone nel nord del B.C. (Figura 4.10), sono tipicamente solo poche centinaia di metri di diametro, e pochi sono più di 200 m di altezza. La maggior parte sono costituiti da frammenti di roccia mafica vescicolare (scoria) che sono stati espulsi quando il magma ha bollito avvicinandosi alla superficie, creando fontane di fuoco. In molti casi, queste sono diventate effusive (colate di lava) quando i gas si sono esauriti. La maggior parte dei coni di cenere sono monogenetici, il che significa che si sono formati durante una singola fase eruttiva che potrebbe essere durata settimane o mesi. Poiché i coni di cenere sono costituiti quasi esclusivamente da frammenti sciolti, hanno pochissima forza. Possono essere facilmente e relativamente rapidamente erosi.

Volcani compositi

I vulcani compositi, come il monte St. Helens nello stato di Washington (figura 4.11), sono quasi tutti associati alla subduzione ai confini di placca convergenti – o oceano-continente o oceano-oceano (figura 4.4b). Possono estendersi fino a diverse migliaia di metri dal terreno circostante e, con pendenze che vanno fino a 30˚, sono tipicamente fino a 10 km di diametro. In molti di questi vulcani, il magma è immagazzinato in una camera magmatica nella parte superiore della crosta. Per esempio, al Monte St. Helens, c’è evidenza di una camera magmatica che è larga circa 1 km e si estende da circa 6 km a 14 km sotto la superficie (Figura 4.12). Le variazioni sistematiche nella composizione del vulcanismo negli ultimi migliaia di anni al Monte St. Helens implicano che la camera magmatica è suddivisa in zone, da più felsiche nella parte superiore a più mafiche nella parte inferiore.

Le eruzioni mafiche (e alcune eruzioni intermedie), d’altra parte, producono colate di lava; quella mostrata in figura 4.13b è abbastanza spessa (circa 10 m in totale) da essersi raffreddata in un modello di giunzione colonnare (figura 4.14). Le colate di lava appiattiscono il profilo del vulcano (perché la lava tipicamente scorre più lontano dei detriti piroclastici che cadono) e proteggono i depositi frammentari dall’erosione. Anche così, i vulcani compositi tendono a erodere rapidamente. Patrick Pringle, un vulcanologo del Dipartimento delle Risorse Naturali dello Stato di Washington, descrive il monte St. La roccia che compone il monte St. Helens varia in composizione dalla riolite (Figura 4.13a) al basalto (Figura 4.13b); questo implica che i tipi di eruzioni passate hanno variato ampiamente in carattere. Come già notato, il magma felsico non scorre facilmente e non permette ai gas di uscire facilmente. In queste circostanze, la pressione si accumula fino a quando un condotto si apre, e poi un’eruzione esplosiva risulta dalla parte superiore della camera magmatica, ricca di gas, producendo detriti piroclastici, come mostrato nella Figura 4.13a. Questo tipo di eruzione può anche portare al rapido scioglimento del ghiaccio e della neve su un vulcano, che tipicamente innesca grandi colate di fango note come lahars (Figura 4.13a). I flussi piroclastici caldi e veloci e i lahars sono le due cause principali delle vittime nelle eruzioni vulcaniche. I flussi piroclastici hanno ucciso circa 30.000 persone durante l’eruzione del 1902 del monte Pelée sull’isola caraibica della Martinica. La maggior parte fu incenerita nelle loro case. Nel 1985 un massiccio lahar, innescato dall’eruzione del Nevado del Ruiz, uccise 23.000 persone nella città colombiana di Armero, a circa 50 km dal vulcano.

In un contesto geologico, i vulcani compositi tendono a formarsi relativamente rapidamente e non durano molto a lungo. Il monte St. Helens, per esempio, è composto da roccia che è tutta più giovane di 40.000 anni; la maggior parte di essa è più giovane di 3.000 anni. Se la sua attività vulcanica cessa, potrebbe erodere in poche decine di migliaia di anni. Questo è in gran parte dovuto alla presenza di materiale eruttivo piroclastico, che non è forte.

Vulcani a scudo

La maggior parte dei vulcani a scudo sono associati a pennacchi di mantello, anche se alcuni si formano a confini divergenti, sulla terra o sul fondo del mare. A causa del loro magma mafico non viscoso, tendono ad avere pendenze relativamente dolci (da 2 a 10˚) e i più grandi possono avere un diametro di oltre 100 km. I vulcani a scudo più noti sono quelli che formano le isole Hawaii, e di questi, gli unici attivi sono sulla grande isola delle Hawaii. Mauna Loa, il vulcano più grande del mondo e la montagna più grande del mondo (per volume) ha eruttato l’ultima volta nel 1984. Il Kilauea, probabilmente il vulcano più attivo del mondo, ha eruttato, praticamente senza interruzione, dal 1983. Loihi è un vulcano sottomarino sul lato sud-est delle Hawaii. Si sa che ha eruttato per l’ultima volta nel 1996, ma potrebbe aver eruttato da allora senza essere stato rilevato.

Tutti i vulcani hawaiani sono collegati al pennacchio di mantello che attualmente si trova sotto Mauna Loa, Kilauea e Loihi (Figura 4.15). In quest’area, la placca del Pacifico si sta muovendo verso nord-ovest ad una velocità di circa 7 cm/anno. Questo significa che i vulcani formatisi in precedenza – e ora estinti – si sono ora allontanati bene dal pennacchio di mantello. Come mostrato nella figura 4.15, c’è evidenza di camere di magma crostale sotto tutti e tre i vulcani hawaiani attivi. Al Kilauea, la camera magmatica sembra avere un diametro di diversi chilometri ed è situata tra gli 8 km e gli 11 km sotto la superficie.

Anche se non è una montagna prominente (Figura 4.9), il vulcano Kilauea ha una grande caldera nella sua area sommitale (Figura 4.16). Una caldera è un cratere vulcanico che ha più di 2 km di diametro; questo è lungo 4 km e largo 3 km. Contiene una caratteristica più piccola chiamata cratere Halema’uma’u, che ha una profondità totale di oltre 200 m sotto la zona circostante. La maggior parte dei crateri vulcanici e delle caldere si formano sopra camere di magma, e il livello del pavimento del cratere è influenzato dalla quantità di pressione esercitata dal corpo magmatico. Durante i tempi storici, i pavimenti sia della caldera Kilauea che del cratere Halema’uma’u si sono spostati verso l’alto durante l’espansione della camera magmatica e verso il basso durante la deflazione della camera.

Una delle caratteristiche cospicue della caldera di Kilauea è il vapore acqueo in aumento (la nuvola bianca nella figura 4.16) e un forte odore di zolfo (figura 4.17). Come è tipico nelle regioni magmatiche, l’acqua è il principale componente volatile, seguito da anidride carbonica e anidride solforosa. Questi, e alcuni gas minori, provengono dalla camera magmatica in profondità e risalgono attraverso fessure nella roccia sovrastante. Questo degassamento del magma è fondamentale per lo stile di eruzione del Kilauea, che, per la maggior parte degli ultimi 30 anni, è stato effusivo, non esplosivo.

L’eruzione del Kilauea iniziata nel 1983 è iniziata con la formazione di un cono di cenere a Pu’u ‘O’o, circa 15 km a est della caldera (Figura 4.18). Il magma che ha alimentato questa eruzione è fluito lungo un importante sistema di condotti noto come East Rift, che si estende per circa 20 km dalla caldera, prima verso sud-est e poi verso est. La fontana di lava e la costruzione del cono di cenere di Pu’u ‘O’o (Figura 4.19a) continuarono fino al 1986, quando il flusso divenne effusivo. Dal 1986 al 2014, la lava è fluita da una fessura nel fianco meridionale di Pu’u ‘O’o giù per il pendio di Kilauea attraverso un tubo di lava (Figura 4.19d), emergendo all’oceano o vicino ad esso. Dal giugno 2014, la lava scorre verso nord-est (vedi Esercizio 4.4).

I due principali tipi di texture create durante le eruzioni effusive subaeree sono pahoehoe e aa. Pahoehoe, lava ruvida che si forma come lava non viscosa, scorre delicatamente, formando una pelle che gelifica e poi si raggrinzisce a causa del flusso continuo della lava sotto la superficie (Figura 4.19b, e “video della colata lavica”). Aa, o lava a blocchi, si forma quando il magma è costretto a scorrere più velocemente di quanto sia in grado di fare (per esempio, giù per un pendio) (Figura 4.19c). La tephra (frammenti di lava) è prodotta durante le eruzioni esplosive e si accumula nelle vicinanze dei coni di cenere.

La figura 4.19d è una vista di un tubo di lava attivo sul bordo meridionale del Kilauea. Il bagliore rosso proviene da un flusso di lava molto calda (~1200°C) che è fluito sottoterra per la maggior parte degli 8 km dalla bocca di Pu’u ‘O’o. I tubi di lava si formano naturalmente e prontamente sia sui vulcani a scudo che su quelli compositi perché la lava mafica che scorre si raffredda preferibilmente vicino ai suoi margini, formando levées di lava solida che alla fine si chiudono sopra la cima del flusso. Il magma all’interno di un tubo di lava non è esposto all’aria, quindi rimane caldo e fluido e può scorrere per decine di chilometri, contribuendo così alle grandi dimensioni e alle basse pendenze dei vulcani a scudo. I vulcani hawaiani sono costellati da migliaia di vecchi tubi di lava, alcuni lunghi fino a 50 km.

Kilauea ha circa 300 ka, mentre il vicino Mauna Loa ha oltre 700 ka e Mauna Kea oltre 1 Ma. Se il vulcanismo continua sopra il mantle plume delle Hawaii nello stesso modo in cui è avvenuto negli ultimi 85 Ma, è probabile che Kilauea continuerà ad eruttare per almeno altri 500.000 anni. A quel punto, il suo vicino, Loihi, sarà emerso dal fondo del mare, e gli altri suoi vicini, Mauna Loa e Mauna Kea, saranno significativamente erosi, come le loro cugine, le isole a nord-ovest (Figura 4.15).

Grandi Province Ignee

Mentre il mantle plume delle Hawaii ha prodotto un volume relativamente basso di magma per un tempo molto lungo (~85 Ma), altri mantle plume sono meno consistenti, e alcuni generano massicci volumi di magma in periodi di tempo relativamente brevi. Sebbene la loro origine sia ancora controversa, si pensa che il vulcanismo che porta alle grandi province ignee (LIP) sia legato a esplosioni di magma di volume molto elevato ma di durata relativamente breve provenienti dai mantle plumes. Un esempio di LIP è il Columbia River Basalt Group (CRGB), che si estende attraverso Washington, Oregon e Idaho (Figura 4.20). Questo vulcanismo, che ha coperto un’area di circa 160.000 km2 con rocce basaltiche fino a diverse centinaia di metri di spessore, ha avuto luogo tra il 17 e il 14 Ma.

La maggior parte delle altre eruzioni LIP sono molto più grandi. Le trappole siberiane (anch’esse basaltiche), che eruttarono alla fine del Permiano a 250 Ma, si stima che abbiano prodotto circa 40 volte più lava del CRBG.

Il pennacchio di mantello che si presume sia responsabile del CRBG è ora situato sotto l’area di Yellowstone, dove porta al vulcanismo felsico. Negli ultimi 2 Ma tre grandi eruzioni esplosive a Yellowstone hanno prodotto circa 900 km3 di magma felsico, circa 900 volte il volume dell’eruzione del 1980 del monte St. Helens, ma solo il 5% del volume del magma mafico nella CRBG.

Volcanismo del fondo del mare

Alcune eruzioni LIP si verificano sul fondo del mare, la più grande è quella che ha creato l’altopiano di Ontong Java nel Pacifico occidentale intorno al 122 Ma. Ma la maggior parte del vulcanismo sul fondo del mare ha origine ai confini divergenti e comporta eruzioni di volume relativamente basso. In queste condizioni, la lava calda che trasuda nell’acqua fredda del mare si raffredda rapidamente all’esterno e si comporta un po’ come un dentifricio. I blob di lava che ne risultano sono conosciuti come cuscini, e tendono a formare mucchi intorno a uno sfogo di lava sul fondo del mare (Figura 4.21). In termini di area, c’è molto probabilmente più basalto a cuscino sul fondo del mare che qualsiasi altro tipo di roccia sulla Terra.

Kimberliti

Mentre tutto il vulcanismo discusso finora si pensa abbia origine dalla fusione parziale nel mantello superiore o all’interno della crosta, c’è una classe speciale di vulcani chiamati kimberliti che hanno origine molto più in profondità nel mantello, a profondità da 150 km a 450 km. Durante un’eruzione di kimberlite, il materiale proveniente da questa profondità può arrivare in superficie rapidamente (da ore a giorni) con poca interazione con le rocce circostanti. Di conseguenza, il materiale eruttivo della kimberlite è rappresentativo delle composizioni del mantello: è ultramafico.

Le eruzioni di kimberlite che hanno origine a profondità superiori ai 200 km, all’interno di aree sotto vecchie croste spesse (scudi), attraversano la regione di stabilità del diamante nel mantello e, in alcuni casi, portano in superficie materiale contenente diamanti. Si presume che tutti i depositi di diamanti sulla Terra si siano formati in questo modo; un esempio è la ricca miniera di Ekati nei Territori del Nord-Ovest (Figura 4.22).

Le kimberliti di Ekati hanno eruttato tra 45 e 60 Ma. Molte kimberlite sono più vecchie, alcune molto più vecchie. Non ci sono state eruzioni di kimberlite in tempi storici. Le kimberliti più giovani conosciute si trovano sulle colline Igwisi in Tanzania e hanno solo circa 10.000 anni. Le prossime più giovani conosciute hanno circa 30 Ma.