Istnieje wiele typów wulkanów lub źródeł wulkanicznych; niektóre z bardziej powszechnych są podsumowane w Tabeli 4.1.
| Typ | Tektoniczne ustawienie | Rozmiar i kształt | Magma i charakterystyka erupcji | Przykład |
|---|---|---|---|---|
| Stożki żużlowe | Różne; niektóre tworzą się na bokach większych wulkanów | Małe (od 10 do 100 m) i strome (>20°) | Większość jest maficzna i tworzy się z bogatych w gaz wczesnych etapów erupcji związanej z tarczą lub ryftem | Stożka Ewy, północna B.C. |
| Wulkan złożony | Prawie wszystkie znajdują się w strefach subdukcji | Średni rozmiar (1000 m) i umiarkowana stromość (10° do 30°) | Skład magmowy waha się od żeliwnego do mafickiego i od wybuchowego do wypływowego | Mt. St. Helens |
| Wulkan tarczowy | Większość znajduje się w warstwach płaszcza; niektóre znajdują się na grzbietach spływowych | Duży (do kilkunastu 1000 m wysokości i 200 km szerokości), nie stromy (zwykle od 2° do 10°) | Magma jest prawie zawsze maficzna, a erupcje są zwykle wypływowe, chociaż stożki żużlowe są powszechne na zboczach wulkanów tarczowych | Kilauea, Hawaii |
| Duże prowincje iglaste | Związane z „super” pióropuszami płaszcza | Rozległe (do milionów km2) i 100s of m thick | Magma jest zawsze maficka, a pojedyncze strumienie mogą mieć grubość 10s of m | Columbia River basalts |
| Sea- floor volcanism | ||||
| Sea- floor volcanismWulkanizm dna morskiego | Generalnie związany z grzbietami, ale także z pióropuszami płaszczowymi | Duże obszary dna morskiego związane z grzbietami rozprzestrzeniającymi się | Przy typowej szybkości erupcji, tworzą się poduszki; przy szybszej erupcji powstają strumienie lawy | Grzbiet Juan de Fuca |
| Kimberlite | Pochodzące z górnego płaszcza | Resztki mają zwykle od 10 do 100 m średnicy | Większość z nich miała erupcje wybuchowe, tworząc stożki żużlowe; najmłodszy z nich ma ponad 10 ka, a wszystkie inne mają ponad 30 ma. | Lac de Gras Kimberlite Field, N.W.T. |
Tabela 4.1 Zestawienie ważnych typów wulkanizmu
Rozmiary i kształty typowych wulkanów tarczowych, złożonych i żużlowych porównano na Rysunku 4.9, choć gwoli ścisłości, Mauna Loa jest największym wulkanem tarczowym na Ziemi; wszystkie inne są mniejsze. Mauna Loa wznosi się z otaczającego go płaskiego dna morskiego, a jego średnica wynosi około 200 km. Jego wysokość wynosi 4 169 m nad poziomem morza. Mt. St. Helens, złożony wulkan, wznosi się ponad otaczające go wzgórza Pasma Kaskadowego. Jego średnica wynosi około 6 km, a wysokość 2.550 m nad poziomem morza. Stożki żużlowe są znacznie mniejsze. Na tym rysunku nawet duży stożek żużlowy jest tylko kropką.
Stożki żużlowe, takie jak Eve Cone w północnej części B.C. (Rysunek 4.10), mają zwykle tylko kilkaset metrów średnicy, a niewiele z nich ma więcej niż 200 m wysokości. Większość z nich składa się z fragmentów pęcherzykowatych skał maficznych (scoria), które zostały wyrzucone w trakcie wrzenia magmy, gdy zbliżała się ona do powierzchni, tworząc fontanny ognia. W wielu przypadkach, po wyczerpaniu się gazów, stały się one później wylewne (strumienie lawy). Większość stożków żużlowych jest monogenetyczna, co oznacza, że powstały one podczas jednej fazy erupcyjnej, która mogła trwać tygodnie lub miesiące. Ponieważ stożki żużlowe składają się prawie wyłącznie z luźnych fragmentów, mają bardzo małą wytrzymałość. Mogą być łatwo, i stosunkowo szybko, erodowane.
Wulkany złożone
Wulkany złożone, takie jak Mt. St. Helens w stanie Waszyngton (Rysunek 4.11), są prawie wszystkie związane z subdukcją na zbieżnych granicach płyt – oceanicznych lub oceaniczno-kontynentalnych (Rysunek 4.4b). Mogą one sięgać do kilku tysięcy metrów od otaczającego terenu, a przy nachyleniu do 30˚ mają zwykle do 10 km średnicy. W wielu takich wulkanach magma jest przechowywana w komorze magmowej w górnej części skorupy ziemskiej. Na przykład w przypadku Mt. St. Helens istnieją dowody na istnienie komory magmowej o szerokości około 1 km i rozciągającej się od około 6 km do 14 km pod powierzchnią (Rysunek 4.12). Systematyczne zmiany składu wulkanicznego w ciągu ostatnich kilku tysięcy lat na Mt. St. Helens sugerują, że komora magmowa jest podzielona na strefy, od bardziej żeliwnej na górze do bardziej maficznej na dole.
W kontekście geologicznym, wulkany złożone mają tendencję do tworzenia się stosunkowo szybko i nie trwają zbyt długo. Mt. St. Helens, na przykład, składa się ze skał, które są młodsze niż 40.000 lat; większość z nich jest młodsza niż 3.000 lat. Jeśli jej aktywność wulkaniczna ustanie, może ona ulec erozji w ciągu kilkudziesięciu tysięcy lat. Wynika to głównie z obecności piroklastycznego materiału erupcyjnego, który nie jest silny.
Ćwiczenie 4.3 Wulkany i subdukcja
The map shown here illustrates the interactions between the North America, Juan de Fuca, and Pacific Plates off the west coast of Canada and the United States. Płyta Juan de Fuca formuje się wzdłuż grzbietu Juan de Fuca, a następnie jest podporządkowywana pod płytę Ameryki Północnej wzdłuż czerwonej linii z zębami („granica subdukcji”).
1. Korzystając z paska skali w lewym dolnym rogu mapy, oszacuj średnią odległość między granicą subdukcji a złożonymi wulkanami Cascadia.
2. Jeśli subdukująca płyta Juan de Fuca obniża się o 40 km na każde 100 km, które przesuwa się w głąb lądu, jaka jest jej prawdopodobna głębokość w obszarze, gdzie tworzą się wulkany?
Wulkany tarczowe
Większość wulkanów tarczowych jest związana z pióropuszami płaszczowymi, choć niektóre powstają na rozbieżnych granicach, na lądzie lub na dnie morza. Ze względu na nielepką magmę maficzną mają one stosunkowo łagodne zbocza (od 2 do 10˚), a największe z nich mogą mieć ponad 100 km średnicy. Najbardziej znanymi wulkanami tarczowymi są te, które tworzą wyspy hawajskie, a spośród nich jedyne aktywne znajdują się na dużej wyspie Hawaii. Mauna Loa, największy wulkan na świecie i największa góra świata (pod względem objętości), wybuchł po raz ostatni w 1984 roku. Kilauea, prawdopodobnie najbardziej aktywny wulkan na świecie, wybucha praktycznie bez przerwy od 1983 roku. Loihi jest podwodnym wulkanem na południowo-wschodniej stronie Hawajów. Jego ostatnia erupcja miała miejsce w 1996 roku, ale być może wybuchał od tego czasu bez wykrycia.
Wszystkie hawajskie wulkany są związane z warstwą płaszcza, która obecnie znajduje się pod Mauna Loa, Kilauea i Loihi (rysunek 4.15). W tym obszarze płyta pacyficzna przesuwa się na północny zachód w tempie około 7 cm/rok. Oznacza to, że wcześniej uformowane – a obecnie wygasłe – wulkany oddaliły się znacznie od pióropusza płaszcza. Jak pokazano na Rysunku 4.15, istnieją dowody na istnienie skorupowych komór magmowych pod wszystkimi trzema czynnymi wulkanami hawajskimi. Na wulkanie Kilauea komora magmowa ma średnicę kilku kilometrów i znajduje się między 8 a 11 km pod powierzchnią.
Wulkan Kilauea, choć nie jest wybitną górą (Rysunek 4.9), ma dużą kalderę w obszarze szczytu (Rysunek 4.16). Kaldera to krater wulkaniczny o średnicy większej niż 2 km; ten ma 4 km długości i 3 km szerokości. Zawiera on mniejszy element zwany kraterem Halema’uma’u, którego całkowita głębokość wynosi ponad 200 m poniżej otaczającego go obszaru. Większość kraterów wulkanicznych i kalder powstaje nad komorami magmowymi, a poziom dna krateru zależy od wielkości ciśnienia wywieranego przez ciało magmowe. W czasach historycznych podłogi zarówno kaldery Kilauea, jak i krateru Halema’uma’u przemieszczały się w górę podczas ekspansji komory magmowej i w dół podczas deflacji komory.
Jedną z charakterystycznych cech kaldery Kilauea jest unosząca się para wodna (biała chmura na Rysunku 4.16) i silny zapach siarki (Rysunek 4.17). Jak to jest typowe dla obszarów magmowych, głównym składnikiem lotnym jest woda, a następnie dwutlenek węgla i dwutlenek siarki. Te i kilka innych gazów pochodzą z komory magmowej na głębokości i unoszą się do góry przez szczeliny w skałach nadległych. To odgazowanie magmy jest kluczowe dla stylu erupcji w Kilauea, który przez większość ostatnich 30 lat był wysiękowy, a nie wybuchowy.
Erupcja Kilauea, która rozpoczęła się w 1983 roku, rozpoczęła się od uformowania stożka żużlowego w Pu’u 'O’o, około 15 km na wschód od kaldery (Rysunek 4.18). Magma zasilająca tę erupcję płynęła wzdłuż głównego systemu kanałów, znanego jako Ryft Wschodni, który rozciąga się na długości około 20 km od kaldery, najpierw na południowy wschód, a następnie na wschód. Wylewanie lawy i budowa stożka żużlowego Pu’u 'O’o (Rysunek 4.19a) trwały do 1986 roku, kiedy to przepływ stał się wylewny. Od 1986 do 2014 roku lawa wypływała ze szczeliny w południowej ścianie Pu’u 'O’o w dół zbocza Kilauea przez rurę lawową (Rysunek 4.19d), wychodząc na powierzchnię oceanu lub w jego pobliżu. Od czerwca 2014 r. lawa płynie na północny wschód (patrz ćwiczenie 4.4).
Dwa główne typy tekstur tworzonych podczas wylewnych erupcji subaerialnych to pahoehoe i aa. Pahoehoe, ropna lawa, która tworzy się jako lawa nielepka, płynie łagodnie, tworząc skórę, która żeluje, a następnie marszczy się z powodu ciągłego przepływu lawy pod powierzchnią (Rysunek 4.19b i „film o przepływie lawy”). Aa, czyli lawa blokowa, powstaje, gdy magma jest zmuszona płynąć szybciej, niż jest w stanie (na przykład w dół zbocza) (rysunek 4.19c). Tefra (fragmenty lawy) powstaje podczas erupcji wybuchowych i gromadzi się w pobliżu stożków żużlowych.
Rysunek 4.19d przedstawia widok na aktywną rurę lawową na południowej krawędzi Kilauea. Czerwona poświata pochodzi od strumienia bardzo gorącej lawy (~1200°C), która płynie pod ziemią przez większość z 8 km od ujścia Pu’u 'O’o. Rury lawowe powstają naturalnie i łatwo zarówno na wulkanach tarczowych, jak i złożonych, ponieważ płynąca lawa maficka preferencyjnie schładza się w pobliżu swoich brzegów, tworząc solidne lawowe levele, które ostatecznie zamykają się na szczycie przepływu. Magma w rurze lawowej nie jest wystawiona na działanie powietrza, więc pozostaje gorąca i płynna i może płynąć przez dziesiątki kilometrów, co przyczynia się do dużych rozmiarów i niewielkiego nachylenia wulkanów tarczowych. Wulkany hawajskie są usiane tysiącami starych rur lawowych, niektóre o długości nawet 50 km.
Kilauea ma około 300 ka lat, podczas gdy sąsiednia Mauna Loa ma ponad 700 ka, a Mauna Kea ponad 1 Ma. Jeśli wulkanizm będzie kontynuowany nad płaszczem Hawajów w taki sam sposób, jak przez ostatnie 85 mln lat, jest prawdopodobne, że Kilauea będzie nadal wybuchać przez co najmniej kolejne 500 000 lat. Do tego czasu jej sąsiad, Loihi, wyłoni się z dna morza, a inne jej sąsiadki, Mauna Loa i Mauna Kea, ulegną znacznej erozji, podobnie jak ich kuzyni, wyspy na północnym zachodzie (Rysunek 4.15).
Ćwiczenie 4.4 Kilauea’s June 27th Lava Flow
Prezentowana tu mapa U.S. Geological Survey Hawaii Volcano Observatory (HVO), datowana na 29 stycznia 2015 r., pokazuje zarys lawy, która zaczęła płynąć na północny wschód od Pu’u 'O’o 27 czerwca 2004 r. („June 27th Lava Flow”, a.k.a. „East Rift Lava Flow”). Przepływ ten dotarł do najbliższej osady, Pahoa, 29 października, po przebyciu 20 km w ciągu 124 dni. Po uszkodzeniu pewnej infrastruktury na zachód od Pahoa, przepływ zatrzymał się. Nowe ognisko wystąpiło 1 listopada, odgałęziając się na północ od głównego przepływu około 6 km na południowy zachód od Pahoa.
1. Jaka jest średnia prędkość postępu frontu przepływu od 27 czerwca do 29 października 2014, w m/dzień i m/godzinę?
2. Przejdź do strony Kilauea w witrynie HVO pod adresem: http://hvo.wr.usgs.gov/activity/kilaueastatus.php, aby porównać obecny status przepływu lawy z 27 czerwca (lub East Rift) z tym pokazanym na poniższej mapie.
Large Igneous Provinces
While the Hawaii mantle plume has produced a relatively low volume of magma for a very long time (~85 Ma), other mantle plumes are less consistent, and some generate massive volumes of magma over relatively short time periods. Chociaż ich pochodzenie jest nadal kontrowersyjne, uważa się, że wulkanizm prowadzący do powstania dużych prowincji iglastych (LIP) jest związany z bardzo dużymi objętościowo, ale stosunkowo krótkotrwałymi wybuchami magmy z pióropuszy płaszczowinowych. Przykładem LIP jest Columbia River Basalt Group (CRGB), która rozciąga się na obszarze Waszyngtonu, Oregonu i Idaho (Rysunek 4.20). Ten wulkanizm, który objął obszar około 160 000 km2 ze skałami bazaltowymi o grubości do kilkuset metrów, miał miejsce między 17 a 14 Ma.
Większość innych erupcji LIP jest znacznie większa. Szacuje się, że Pułapki Syberyjskie (również bazaltowe), które wybuchły pod koniec permu 250 mln lat temu, wyprodukowały około 40 razy więcej lawy niż CRBG.
Powierzchnia płaszczowa, która jak się przypuszcza jest odpowiedzialna za CRBG, znajduje się obecnie pod obszarem Yellowstone, gdzie prowadzi do wulkanizmu felsicznego. W ciągu ostatnich 2 mln lat trzy bardzo duże wybuchowe erupcje w Yellowstone dostarczyły około 900 km3 magmy felsowej, około 900 razy więcej niż w 1980 roku podczas erupcji Mt. St. Helens, ale tylko 5% objętości magmy maficznej w CRBG.
Wulkanizm dna morskiego
Niektóre erupcje LIP występują na dnie morskim, największa z nich to ta, która utworzyła płaskowyż Ontong Java w zachodnim Pacyfiku około 122 mln lat temu. Ale większość wulkanizmu na dnie morza powstaje na rozbieżnych granicach i obejmuje erupcje o stosunkowo niskiej objętości. W takich warunkach gorąca lawa, która wycieka do zimnej wody morskiej, szybko stygnie na zewnątrz i zachowuje się trochę jak pasta do zębów. Powstałe w ten sposób grudki lawy nazywane są poduszkami i mają tendencję do tworzenia stosów wokół ujścia lawy na dnie morza (Rysunek 4.21). Pod względem powierzchni na dnie morskim znajduje się prawdopodobnie więcej bazaltu poduszkowego niż jakiegokolwiek innego rodzaju skały na Ziemi.
Kimberlity
Pomimo że uważa się, iż cały omówiony do tej pory wulkanizm pochodzi z częściowego stopienia w górnym płaszczu lub w skorupie ziemskiej, istnieje specjalna klasa wulkanów zwanych kimberlitami, które mają swoje źródła znacznie głębiej w płaszczu, na głębokości od 150 km do 450 km. Podczas erupcji kimberlitu, materiał z tej głębokości może szybko (godziny do dni) wydostać się na powierzchnię, przy niewielkiej interakcji z otaczającymi skałami. W rezultacie, materiał erupcyjny kimberlitu jest reprezentatywny dla składu płaszcza: jest ultramaficki.
Erupcje kimberlitu, które powstają na głębokościach większych niż 200 km, w obszarach pod starą grubą skorupą (tarcze), przemierzają region stabilności diamentu w płaszczu, a w niektórych przypadkach przynoszą diamentonośny materiał na powierzchnię. Przyjmuje się, że wszystkie złoża diamentów na Ziemi powstały w ten sposób; przykładem jest bogata kopalnia Ekati na Terytoriach Północno-Zachodnich (Rysunek 4.22).
Kimberlity w Ekati wybuchły między 45 a 60 Ma. Wiele kimberlitów jest starszych, niektóre znacznie starsze. W czasach historycznych nie odnotowano żadnych erupcji kimberlitów. Najmłodsze znane kimberlity znajdują się w Igwisi Hills w Tanzanii i mają tylko około 10 000 lat. Kolejne najmłodsze znane mają około 30 Ma.
- Lin, G, Amelung, F, Lavallee, Y, and Okubo, P, 2014, Seismic evidence for a crustal magma reservoir beneath the upper east rift zone of Kilauea volcano, Hawaii. Geology. V. ↵
Dodaj komentarz