Geologia Física

Existem numerosos tipos de vulcões ou fontes vulcânicas; alguns dos mais comuns estão resumidos na Tabela 4.1.

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Tabela 4.1 Um resumo dos tipos importantes de vulcanismo

Os tamanhos e formas dos típicos vulcões-escudo, compostos e de cones de cinza são comparados na Figura 4.9, embora, para ser justo, o Mauna Loa é o maior vulcão-escudo da Terra; todos os outros são menores. O Mauna Loa se eleva do fundo marinho plano circundante, e seu diâmetro é da ordem de 200 km. A sua altitude é de 4.169 m acima do nível do mar. O Monte St. Helens, um vulcão composto, eleva-se acima das colinas circundantes da Cordilheira da Cascata. Seu diâmetro é de cerca de 6 km, e sua altura é de 2.550 m acima do nível do mar. Os cones de cascata são muito menores. Neste desenho, mesmo um grande cone de cinza é apenas um ponto.

Cones de cinza, como o cone Eve no norte de B.C. (Figura 4.10), são tipicamente apenas algumas centenas de metros de diâmetro, e poucos têm mais de 200 m de altura. A maioria é composta de fragmentos de rocha vesicular mafiosa (escoria) que foram expulsos quando o magma ferveu ao se aproximar da superfície, criando fontes de fogo. Em muitos casos, estes últimos tornaram-se efusivos (fluxos de lava) quando os gases se esgotaram. A maioria dos cones de cinza são monogenéticos, o que significa que se formaram durante uma única fase eruptiva que pode ter durado semanas ou meses. Como os cones de cinza são compostos quase exclusivamente de fragmentos soltos, eles têm muito pouca força. Eles podem ser facilmente, e relativamente rapidamente, erodidos.

Vulcões Compostos

Vulcões Compostos, como o Monte St. Helens no Estado de Washington (Figura 4.11), estão quase todos associados com a subducção nos limites das placas convergentes – seja nos limites do continente oceânico ou oceânico-oceano (Figura 4.4b). Eles podem se estender até vários milhares de metros do terreno circundante, e, com declives que vão até 30˚, são tipicamente de até 10 km de largura. Em muitos destes vulcões, o magma é armazenado numa câmara de magma na parte superior da crosta. Por exemplo, no Monte St. Helens, há evidências de uma câmara de magma que tem aproximadamente 1 km de largura e se estende de cerca de 6 km a 14 km abaixo da superfície (Figura 4.12). Variações sistemáticas na composição do vulcanismo nos últimos milhares de anos no Monte St. Helens implicam que a câmara de magma é zonada, de mais felsic no topo para mais mafiosa no fundo.

Figure 4.11 O lado norte do Mt. St. Helens no sudoeste do Estado de Washington, 2003 . A grande erupção de 1980 reduziu a altura do vulcão em 400 m, e um colapso do setor removeu grande parte do flanco norte. Entre 1980 e 1986 a erupção lenta de lava mais mafiosa e menos viscosa levou à construção de uma cúpula dentro da cratera.

Erupções mafiosas (e algumas erupções intermediárias), por outro lado, produzem fluxos de lava; o mostrado na Figura 4.13b é suficientemente espesso (cerca de 10 m no total) para ter resfriado em um padrão de articulação colunar (Figura 4.14). Os fluxos de lava tanto achatam o perfil do vulcão (porque a lava flui tipicamente mais longe do que os detritos piroclásticos) como protegem os depósitos fragmentários da erosão. Mesmo assim, os vulcões compostos tendem a sofrer erosão rapidamente. Patrick Pringle, um vulcanologista do Departamento de Recursos Naturais do Estado de Washington, descreve o Monte Santa Helena como uma “pilha de lixo”. A rocha que compõe o Monte St. Helens varia em composição desde o rhyolite (Figura 4.13a) ao basalto (Figura 4.13b); isto implica que os tipos de erupções passadas têm variado muito em caráter. Como já observado, o magma felsico não flui facilmente e não permite que os gases escapem facilmente. Nessas circunstâncias, a pressão aumenta até a abertura de um conduto, e então uma erupção explosiva resulta da parte superior rica em gás da câmara de magma, produzindo detritos piroclásticos, como mostrado na Figura 4.13a. Este tipo de erupção também pode levar ao rápido derretimento de gelo e neve em um vulcão, o que tipicamente desencadeia grandes fluxos de lama conhecidos como lahares (Figura 4.13a). Os fluxos piroclásticos quentes e de movimento rápido e os lahares são as duas principais causas de baixas em erupções vulcânicas. Os fluxos piroclásticos mataram aproximadamente 30.000 pessoas durante a erupção de 1902 do Monte Pelée na ilha caribenha de Martinica. A maioria foi incinerada em suas casas. Em 1985 um lahar maciço, desencadeado pela erupção do Nevado del Ruiz, matou 23.000 pessoas na cidade colombiana de Armero, a cerca de 50 km do vulcão.

Num contexto geológico, os vulcões compostos tendem a formar-se de forma relativamente rápida e não duram muito tempo. O Monte Santa Helena, por exemplo, é constituído por rochas com menos de 40.000 anos; a maior parte delas tem menos de 3.000 anos. Se sua atividade vulcânica cessar, ela pode desaparecer dentro de algumas dezenas de milhares de anos. Isto é em grande parte devido à presença de material piroclástico eruptivo, que não é forte.

Vulcões-escudo

Vulcões-escudo estão associados a plumas mantélicas, embora algumas se formem em limites divergentes, seja em terra ou no fundo do mar. Devido ao seu magma mafioso não viscoso eles tendem a ter declives relativamente suaves (2 a 10˚) e os maiores podem ter mais de 100 km de diâmetro. Os vulcões-escudo mais conhecidos são os que formam as ilhas havaianas, e destes, os únicos ativos estão na grande ilha do Havaí. O Mauna Loa, o maior vulcão do mundo e a maior montanha do mundo (em volume) entrou em erupção pela última vez em 1984. O Kilauea, sem dúvida o vulcão mais ativo do mundo, entrou em erupção, praticamente sem interrupção, desde 1983. Loihi é um vulcão subaquático no lado sudeste do Havaí. É conhecido por ter entrado em erupção em 1996, mas pode ter entrado em erupção desde então sem ter sido detectado.

Todos os vulcões havaianos estão relacionados com a pluma do manto que atualmente se encontra sob o Mauna Loa, Kilauea, e Loihi (Figura 4.15). Nesta área, a Placa do Pacífico está se movendo para noroeste a uma taxa de cerca de 7 cm/ano. Isto significa que os vulcões formados anteriormente – e agora extintos – já se afastaram bem da pluma do manto. Como mostrado na Figura 4.15, há evidências de câmaras de magma crostal sob os três vulcões havaianos ativos. Em Kilauea, a câmara de magma parece ter vários quilômetros de diâmetro, e está situada entre 8 km e 11 km abaixo da superfície.

Embora não seja uma montanha proeminente (Figura 4.9), o vulcão Kilauea tem uma grande caldeira em sua área de cume (Figura 4.16). Uma caldeira é uma cratera vulcânica que tem mais de 2 km de diâmetro; esta tem 4 km de comprimento e 3 km de largura. Ela contém uma característica menor chamada cratera Halema’uma’u, que tem uma profundidade total de mais de 200 m abaixo da área circundante. A maioria das crateras vulcânicas e calderas são formadas acima das câmaras magmáticas, e o nível do piso da cratera é influenciado pela quantidade de pressão exercida pelo corpo magmático. Durante os tempos históricos, os pisos tanto da caldeira de Kilauea quanto da cratera de Halema’uma’u subiram durante a expansão da câmara de magma e desceram durante a deflação da câmara.

Uma das características notáveis da caldeira de Kilauea é o vapor de água ascendente (a nuvem branca na Figura 4.16) e um cheiro forte de enxofre (Figura 4.17). Como é típico nas regiões magmáticas, a água é o principal componente volátil, seguido pelo dióxido de carbono e dióxido de enxofre. Estes, e alguns gases menores, originam-se da câmara de magma em profundidade e sobem através de fissuras na rocha sobrejacente. Esta desgaseificação do magma é crítica para o estilo de erupção em Kilauea, que, durante a maior parte dos últimos 30 anos, tem sido efusiva, não explosiva.

A erupção do Kilauea que começou em 1983 começou com a formação de um cone de cinza em Pu’u ‘O’o, aproximadamente 15 km a leste da cratera (Figura 4.18). O magma que alimenta esta erupção fluiu ao longo de um grande sistema de condutos conhecido como Rift Leste, que se estende por cerca de 20 km da caldeira, primeiro a sudeste e depois a leste. A fonte de lava e a construção do cone de liga Pu’u ‘O’o (Figura 4.19a) continuou até 1986, altura em que o fluxo se tornou efusivo. De 1986 a 2014, a lava fluiu de uma fenda no flanco sul da Pu’u ‘O’o, descendo a encosta do Kilauea através de um tubo de lava (Figura 4.19d), emergindo no oceano ou próximo a ele. Desde junho de 2014, a lava flui para nordeste (veja Exercício 4.4).

Os dois principais tipos de texturas criadas durante erupções subaéreas efusivas são o pahoehoe e o aa. Pahoehoe, lava ropia que se forma como lava não viscosa, flui suavemente, formando uma pele que gela e depois rugas por causa do fluxo contínuo da lava abaixo da superfície (Figura 4.19b, e “lava flow video”). Aa, ou lava em bloco, forma-se quando o magma é forçado a fluir mais rapidamente do que é capaz de (descendo por exemplo uma inclinação) (Figura 4.19c). Tephra (fragmentos de lava) é produzido durante erupções explosivas, e se acumula nas proximidades de cones de cinza.

Figure 4.19d é uma vista para um tubo de lava ativo na borda sul do Kilauea. O brilho vermelho é de um fluxo de lava muito quente (~1200°C) que correu no subsolo durante a maior parte dos 8 km da abertura de Pu’u ‘O’o. Os tubos de lava formam-se natural e prontamente tanto em vulcões de escudo como em vulcões compostos porque a lava mafiosa que flui arrefece preferencialmente perto das suas margens, formando sólidos levedados de lava que eventualmente se fecham sobre a parte superior do fluxo. O magma dentro de um tubo de lava não é exposto ao ar, por isso permanece quente e fluido e pode fluir durante dezenas de quilómetros, contribuindo assim para o grande tamanho e a baixa declividade dos vulcões-escudo. Os vulcões havaianos estão repletos de milhares de tubos de lava antigos, alguns com 50 km.

Kilauea tem aproximadamente 300 ka, enquanto que o vizinho Mauna Loa tem mais de 700 ka e o Mauna Kea tem mais de 1 Ma. Se o vulcanismo continuar acima da pluma do manto havaiano da mesma forma que nos últimos 85 Ma, é provável que o Kilauea continue em erupção por pelo menos mais 500.000 anos. Nessa altura, o seu vizinho, Loihi, terá emergido do fundo do mar, e os seus outros vizinhos, Mauna Loa e Mauna Kea, terão sofrido uma erosão significativa, como os seus primos, as ilhas a noroeste (Figura 4.15).

Large Igneous Provinces

Embora a pluma do manto havaiano tenha produzido um volume relativamente baixo de magma por um tempo muito longo (~85 Ma), outras plumas do manto são menos consistentes, e algumas geram volumes maciços de magma em períodos de tempo relativamente curtos. Embora a sua origem ainda seja controversa, pensa-se que o vulcanismo que conduz a grandes províncias ígneas (PIL) está relacionado com volumes muito elevados mas com explosões de magma de duração relativamente curta de plumas mantélicas. Um exemplo de um LIP é o Grupo Basalto do Rio Columbia (CRGB), que se estende por Washington, Oregon e Idaho (Figura 4.20). Este vulcanismo, que cobriu uma área de cerca de 160.000 km2 com rocha basáltica até várias centenas de metros de espessura, ocorreu entre 17 e 14 Ma.

Figure 4.20 Uma parte do Columbia River Basalt Group no Frenchman Coulee, a leste de Washington. Todos os fluxos visíveis aqui formaram grandes (até dois metros de diâmetro) basaltos colunares, resultado do resfriamento relativamente lento dos fluxos que têm dezenas de metros de espessura. O mapa de inserção mostra a extensão aproximada dos basaltos do rio Ma Columbia de 17 a 14, com a localização da foto mostrada como uma estrela.

A maioria das outras erupções do PIL são muito maiores. Estima-se que as Armadilhas Siberianas (também de basalto), que irromperam no final do período Permiano a 250 Ma, tenham produzido aproximadamente 40 vezes mais lava que a CRBG.

A pluma manta que se supõe ser responsável pela CRBG está agora situada sob a área de Yellowstone, onde leva ao vulcanismo félico. Nos últimos 2 Ma três erupções explosivas muito grandes em Yellowstone renderam aproximadamente 900 km3 de magma félico, cerca de 900 vezes o volume da erupção de 1980 do Monte St. Helens, mas apenas 5% do volume de magma mafioso na CRBG.

Vulcanismo do Piso do Mar

Ocorrem algumas erupções do LIP no fundo do mar, sendo a maior delas a que criou o planalto de Ontong Java no oeste do Oceano Pacífico, por volta de 122 Ma. Mas a maior parte do vulcanismo do fundo do mar tem origem em fronteiras divergentes e envolve erupções de volume relativamente baixo. Nestas condições, a lava quente que escoa para a água fria do mar arrefece rapidamente no exterior e depois comporta-se um pouco como uma pasta de dentes. As bolhas de lava resultantes são conhecidas como almofadas, e tendem a formar pilhas ao redor de um respiradouro de lava no fundo do mar (Figura 4.21). Em termos de área, há muito provavelmente mais almofadas de basalto no fundo do mar do que qualquer outro tipo de rocha na Terra.

Kimberlitos

Embora todo o vulcanismo discutido até agora tenha origem no derretimento parcial no manto superior ou dentro da crosta, existe uma classe especial de vulcões chamados kimberlitos que têm suas origens muito mais profundas no manto, em profundidades de 150 km a 450 km. Durante uma erupção de kimberlitos, o material desta profundidade pode chegar à superfície rapidamente (horas a dias) com pouca interacção com as rochas circundantes. Como resultado, o material eruptivo do kimberlito é representativo das composições do manto: é ultramáfico.

Erupções do kimberlito que se originam em profundidades superiores a 200 km, dentro de áreas abaixo da crosta espessa (escudos), atravessam a região de estabilidade do diamante no manto, e em alguns casos, trazem o material diamantado à superfície. Todos os depósitos diamantíferos na Terra são supostos terem-se formado desta forma; um exemplo é a rica Mina Ekati nos Territórios do Noroeste (Figura 4.22).

Os kimberlitos de Ekati irromperam entre 45 e 60 Ma. Muitos kimberlitos são mais velhos, alguns muito mais velhos. Não tem havido erupções de kimberlitos em tempos históricos. Os kimberlitos mais jovens conhecidos estão nas colinas Igwisi na Tanzânia e têm apenas cerca de 10.000 anos de idade. Os mais novos conhecidos são cerca de 30 Ma de idade.