Geologie fizică

Există numeroase tipuri de vulcani sau surse vulcanice; unele dintre cele mai comune sunt rezumate în tabelul 4.1.

Tabelul 4.1 Un rezumat al tipurilor importante de vulcanism

Mărimile și formele vulcanilor scut tipici, compuși și ale conurilor de cenușă sunt comparate în figura 4.9, deși, ca să fim corecți, Mauna Loa este cel mai mare vulcan scut de pe Pământ; toți ceilalți sunt mai mici. Mauna Loa se ridică de pe fundul plat al mării înconjurătoare, iar diametrul său este de ordinul a 200 km. Altitudinea sa este de 4.169 m deasupra nivelului mării. Muntele St. Helens, un vulcan compozit, se ridică deasupra dealurilor înconjurătoare din Lanțul Cascade. Diametrul său este de aproximativ 6 km, iar înălțimea sa este de 2.550 m deasupra nivelului mării. Conurile de cenușă sunt mult mai mici. Pe acest desen, chiar și un con de cenușă mare este doar un punct.

Conele de cenușă, cum ar fi Conul Eve din nordul C.B. (Figura 4.10), au de obicei un diametru de doar câteva sute de metri, iar puține au o înălțime mai mare de 200 m. Cele mai multe sunt alcătuite din fragmente de rocă mafică veziculară (scoria) care au fost expulzate pe măsură ce magma fierbea când se apropia de suprafață, creând fântâni de foc. În multe cazuri, acestea au devenit ulterior efuzive (fluxuri de lavă) atunci când gazele s-au epuizat. Majoritatea conurilor de cenușă sunt monogenetice, ceea ce înseamnă că s-au format în timpul unei singure faze eruptive care ar fi putut dura săptămâni sau luni. Deoarece conurile de cenușă sunt alcătuite aproape exclusiv din fragmente libere, acestea au foarte puțină rezistență. Ele pot fi ușor și relativ rapid erodate.

Vulcanii compoziți

Vulcanii compoziți, cum ar fi Muntele St. Helens din statul Washington (Figura 4.11), sunt aproape toți asociați cu subducția la granițele plăcilor convergente – fie la granițele dintre oceane și continente, fie la granițele dintre oceane și oceane (Figura 4.4b). Ele se pot extinde până la câteva mii de metri de la terenul înconjurător și, cu pante de până la 30˚, au de obicei un diametru de până la 10 km. La mulți astfel de vulcani, magma este depozitată într-o cameră magmatică în partea superioară a scoarței. De exemplu, la Muntele St. Helens, există dovezi ale existenței unei camere magmatice cu o lățime de aproximativ 1 km și care se întinde de la aproximativ 6 km până la 14 km sub suprafață (figura 4.12). Variațiile sistematice în compoziția vulcanismului în ultimele câteva mii de ani la Muntele St. Helens implică faptul că camera magmatică este zonată, de la mai felsic în partea superioară la mai mafic în partea inferioară.

Erupțiile mafice (și unele erupții intermediare), pe de altă parte, produc fluxuri de lavă; cea prezentată în figura 4.13b este suficient de groasă (aproximativ 10 m în total) pentru a se fi răcit într-un model de îmbinare columnară (figura 4.14). Curgerile de lavă aplatizează atât profilul vulcanului (deoarece lava curge de obicei mai departe decât căderile de resturi piroclastice), cât și protejează depozitele fragmentare de eroziune. Chiar și așa, vulcanii compoziți au tendința de a se eroda rapid. Patrick Pringle, un vulcanolog din cadrul Departamentului de Resurse Naturale al statului Washington, descrie Muntele St. Helens ca pe o „grămadă de vechituri”. Rocile care alcătuiesc Muntele St. Helens variază în compoziție de la riolit (Figura 4.13a) la bazalt (Figura 4.13b); acest lucru implică faptul că tipurile de erupții din trecut au avut un caracter foarte variat. După cum s-a menționat deja, magma felsică nu curge ușor și nu permite gazelor să iasă cu ușurință. În aceste condiții, presiunea se acumulează până când se deschide o conductă, iar apoi are loc o erupție explozivă din partea superioară bogată în gaze a camerei magmatice, producând resturi piroclastice, așa cum se arată în figura 4.13a. Acest tip de erupție poate duce, de asemenea, la topirea rapidă a gheții și a zăpezii de pe un vulcan, ceea ce declanșează, de obicei, fluxuri mari de noroi cunoscute sub numele de lahars (figura 4.13a). Fluxurile piroclastice fierbinți, care se deplasează rapid și lahars sunt cele două cauze principale ale victimelor din erupțiile vulcanice. Fluxurile piroclastice au ucis aproximativ 30.000 de persoane în timpul erupției din 1902 a Muntelui Pelée de pe insula Martinica din Caraibe. Cei mai mulți au fost incinerați în casele lor. În 1985, un lahar masiv, declanșat de erupția Nevado del Ruiz, a ucis 23.000 de persoane în orașul columbian Armero, aflat la aproximativ 50 km de vulcan.

În context geologic, vulcanii compuși tind să se formeze relativ repede și nu durează foarte mult timp. Muntele St. Helens, de exemplu, este alcătuit din roci care sunt toate mai tinere de 40.000 de ani; cea mai mare parte este mai tânără de 3.000 de ani. Dacă activitatea sa vulcanică încetează, ar putea să se erodeze în câteva zeci de mii de ani. Acest lucru se datorează în mare parte prezenței materialului eruptiv piroclastic, care nu este rezistent.

Vulcanii scut

Majoritatea vulcanilor scut sunt asociați cu plutele mantalei, deși unii se formează la granițe divergente, fie pe uscat, fie pe fundul mării. Din cauza magmei mafice non-viscoase, ei tind să aibă pante relativ ușoare (între 2 și 10˚), iar cei mai mari pot avea un diametru de peste 100 km. Cei mai cunoscuți vulcani scut sunt cei care alcătuiesc Insulele Hawaii, iar dintre aceștia, singurii activi se află pe insula mare Hawaii. Mauna Loa, cel mai mare vulcan din lume și cel mai mare munte din lume (ca volum) a erupt ultima dată în 1984. Kilauea, probabil cel mai activ vulcan din lume, a erupt, practic fără întrerupere, din 1983. Loihi este un vulcan subacvatic situat în partea de sud-est a insulei Hawaii. Se știe că a erupt ultima dată în 1996, dar este posibil să fi erupt de atunci fără a fi detectat.

Toți vulcanii hawaiieni sunt legați de pluma mantalei care se află în prezent sub Mauna Loa, Kilauea și Loihi (Figura 4.15). În această zonă, placa Pacifică se deplasează spre nord-vest cu o rată de aproximativ 7 cm/an. Acest lucru înseamnă că vulcanii formați anterior – și acum dispăruți – s-au îndepărtat acum mult de pluma mantalei. După cum se arată în figura 4.15, există dovezi ale existenței unor camere magmatice crustale sub toți cei trei vulcani activi din Hawaii. La Kilauea, camera magmatică pare să aibă un diametru de câțiva kilometri și este situată la o adâncime cuprinsă între 8 km și 11 km sub suprafață.

Deși nu este un munte proeminent (figura 4.9), vulcanul Kilauea are o calderă mare în zona sa de vârf (figura 4.16). O calderă este un crater vulcanic cu diametrul mai mare de 2 km; acesta are o lungime de 4 km și o lățime de 3 km. Ea conține o caracteristică mai mică, numită craterul Halema’uma’u, care are o adâncime totală de peste 200 m sub zona înconjurătoare. Majoritatea craterelor și calderelor vulcanice se formează deasupra camerelor magmatice, iar nivelul fundului craterului este influențat de cantitatea de presiune exercitată de corpul de magmă. În perioadele istorice, podelele atât ale calderei Kilauea, cât și ale craterului Halema’uma’u s-au deplasat în sus în timpul expansiunii camerei magmatice și în jos în timpul dezumflării camerei.

Una dintre caracteristicile evidente ale calderei Kilauea este creșterea vaporilor de apă (norul alb din figura 4.16) și un miros puternic de sulf (figura 4.17). Așa cum este tipic în regiunile magmatice, apa este principala componentă volatilă, urmată de dioxidul de carbon și dioxidul de sulf. Acestea, precum și unele gaze minore, provin din camera magmatică aflată la adâncime și urcă prin fisurile din roca suprapusă. Această degazare a magmei este esențială pentru stilul de erupție de la Kilauea, care, în cea mai mare parte a ultimilor 30 de ani, a fost efuziv, nu exploziv.

Erupția Kilauea, care a început în 1983, a început cu formarea unui con de cenușă la Pu’u ‘O’o, la aproximativ 15 km est de caldera (Figura 4.18). Magma care a alimentat această erupție s-a scurs de-a lungul unui sistem major de conducte cunoscut sub numele de East Rift, care se întinde pe o distanță de aproximativ 20 km de la caldera, mai întâi spre sud-est și apoi spre est. Furtuna de lavă și construcția conului de cenușă Pu’u ‘O’o (Figura 4.19a) au continuat până în 1986, moment în care fluxul a devenit efuziv. Din 1986 până în 2014, lava s-a scurs dintr-o deschizătură în flancul sudic al Pu’u ‘O’o pe versantul Kilauea printr-un tub de lavă (Figura 4.19d), ieșind la ocean sau în apropierea acestuia. Din iunie 2014, lava s-a scurs spre nord-est (a se vedea exercițiul 4.4).

Cele două tipuri principale de texturi create în timpul erupțiilor subaeriene efuzive sunt pahoehoe și aa. Pahoehoe, lavă rotoasă care se formează ca lavă neviscoasă, curge ușor, formând o piele care se gelifică și apoi se încrețește din cauza curgerii continue a lavei sub suprafață (figura 4.19b, și „lava flow video”). Aa, sau lava blocată, se formează atunci când magma este forțată să curgă mai repede decât este capabilă să o facă (pe o pantă, de exemplu) (figura 4.19c) (figura 4.19c). Tephra (fragmente de lavă) este produsă în timpul erupțiilor explozive și se acumulează în apropierea conurilor de cenușă.

Figura 4.19d este o vedere într-un tub de lavă activ de la marginea sudică a Kilauea. Strălucirea roșie provine de la un curent de lavă foarte fierbinte (~1200°C) care a curs în subteran pe cea mai mare parte a celor 8 km de la gura de aerisire Pu’u ‘O’o. Tuburile de lavă se formează în mod natural și cu ușurință atât pe vulcanii scut, cât și pe vulcanii compuși, deoarece lava mafică care curge se răcește în mod preferențial în apropierea marginilor sale, formând levée de lavă solidă care, în cele din urmă, se închide peste vârful curgerii. Magma din interiorul unui tub de lavă nu este expusă la aer, astfel încât rămâne fierbinte și fluidă și poate curge pe zeci de kilometri, contribuind astfel la dimensiunile mari și pantele reduse ale vulcanilor scut. Vulcanii hawaiieni sunt brăzdați de mii de tuburi de lavă vechi, unele cu o lungime de până la 50 km.

Kilauea are o vechime de aproximativ 300 ka, în timp ce vecina Mauna Loa are peste 700 ka, iar Mauna Kea are peste 1 Ma. Dacă vulcanismul continuă deasupra plumei mantalei din Hawaii în același mod în care a continuat în ultimii 85 Ma, este probabil că Kilauea va continua să erupă pentru cel puțin încă 500.000 de ani. Până atunci, vecina sa, Loihi, va fi ieșit din fundul mării, iar celelalte vecine ale sale, Mauna Loa și Mauna Kea, vor fi fost erodate în mod semnificativ, la fel ca și verișoarele lor, insulele din nord-vest (Figura 4.15).

Large Igneous Provinces

În timp ce panașul mantalei din Hawaii a produs un volum relativ scăzut de magmă pentru o perioadă foarte lungă de timp (~85 Ma), alte panașe mantale sunt mai puțin consistente, iar unele generează volume masive de magmă în perioade de timp relativ scurte. Deși originea lor este încă controversată, se crede că vulcanismul care duce la apariția marilor provincii igoase (LIP) este legat de explozii de magmă de volum foarte mare, dar de durată relativ scurtă, provenite din plumele mantalei. Un exemplu de LIP este grupul bazaltic Columbia River Basalt Group (CRGB), care se întinde în Washington, Oregon și Idaho (figura 4.20). Acest vulcanism, care a acoperit o suprafață de aproximativ 160.000 km2 cu roci bazaltice cu o grosime de până la câteva sute de metri, a avut loc între 17 și 14 Ma.

Majoritatea celorlalte erupții LIP sunt mult mai mari. Se estimează că Trapele Siberiene (de asemenea bazalt), care au erupt la sfârșitul perioadei Permiane la 250 Ma, au produs aproximativ de 40 de ori mai multă lavă decât CRBG.

Pluma de manta care se presupune a fi responsabilă pentru CRBG este acum situată sub zona Yellowstone, unde duce la vulcanism felsic. În ultimii 2 Ma, trei erupții explozive foarte mari la Yellowstone au produs aproximativ 900 km3 de magmă felsică, de aproximativ 900 de ori mai mare decât volumul erupției din 1980 a Muntelui St. Helens, dar numai 5% din volumul de magmă mafică din CRBG.

Vulcanismul de pe fundul mării

Câteva erupții LIP au loc pe fundul mării, cea mai mare fiind cea care a creat platoul Ontong Java în vestul Oceanului Pacific în jurul anului 122 Ma. Dar cea mai mare parte a vulcanismului de pe fundul mării își are originea la granițele divergente și implică erupții de volum relativ mic. În aceste condiții, lava fierbinte care se scurge în apa rece a mării se răcește rapid la exterior și apoi se comportă un pic ca pasta de dinți. Bulele de lavă rezultate sunt cunoscute sub numele de perne și tind să formeze grămezi în jurul unei guri de evacuare a lavei de pe fundul mării (figura 4.21). Din punct de vedere al suprafeței, este foarte probabil ca pe fundul mării să existe mai mult bazalt pernă decât orice alt tip de rocă de pe Pământ.

Kimberliți

În timp ce tot vulcanismul discutat până acum se crede că provine din topirea parțială în mantaua superioară sau în interiorul crustei, există o clasă specială de vulcani numiți kimberliți care își au originea mult mai adânc în manta, la adâncimi de 150 km până la 450 km. În timpul unei erupții de kimberlit, materialul de la această adâncime poate ajunge la suprafață rapid (ore sau zile), cu o interacțiune redusă cu rocile din jur. Ca urmare, materialul eruptiv kimberlitic este reprezentativ pentru compozițiile mantalei: este ultramafic.

Erupțiile kimberlitice care își au originea la adâncimi mai mari de 200 km, în cadrul unor zone aflate sub cruste vechi și groase (scuturi), traversează regiunea de stabilitate a diamantului în mantaua și, în unele cazuri, aduc la suprafață material diamantin. Se presupune că toate zăcămintele de diamante de pe Pământ s-au format în acest mod; un exemplu este bogata mină Ekati din Teritoriile de Nord-Vest (figura 4.22).

Kimberliții de la Ekati au erupt între 45 și 60 Ma. Mulți kimberliți sunt mai vechi, unii mult mai vechi. Nu au existat erupții de kimberliți în perioada istorică. Cei mai tineri kimberliți cunoscuți se află în Igwisi Hills din Tanzania și au o vechime de numai 10.000 de ani. Următoarele cele mai tinere cunoscute au în jur de 30 Ma.