Utbruddssøyle

En utbruddssøyle består av varm vulkansk aske slynget ut under et eksplosivt vulkanutbrudd. Asken danner en søyle av askeskyer som stiger mange kilometer opp i luften over toppen av vulkanen. I de mest eksplosive utbruddene kan utbruddssøylen stige over 40 km og dermed trenge inn i stratosfæren. Stratosfærisk injeksjon av aerosoler fra vulkaner er en viktig årsak til kortvarige klimaendringer.

En vanlig hendelse under og etter eksplosive utbrudd er «sammenbruddet av utbruddssøylen». I dette tilfellet har utbruddssøylen for stor tetthet til å kunne bli løftet høyt opp i luften av luftkonveksjon, og faller i stedet ned langs sidene av vulkanen som en pyroklastisk strøm eller bølge.

Utbruddssøyler dannes under eksplosiv vulkansk aktivitet, når den høye konsentrasjonen av eruptiv materiale i stigende magma fører til at magmaen deles opp i vulkansk aske og grovere tefra. Asken og tefra slynges ut med hastigheter på flere hundre meter per sekund, og kan raskt stige til høyder på flere kilometer ved hjelp av enorme konveksjonsstrømmer.

Utbruddssøyler kan være forbigående dersom de er dannet av en diskret eksplosjon, eller vedvarende dersom de har oppstått av et sammenhengende utbrudd eller diskrete eksplosjoner med korte mellomrom.

De faste eller flytende stoffene i en utbruddssøyle løftes opp av prosesser som varierer samtidig som stoffene stiger:^[1]

• Nederst i søylen presses eruptiv materiale oppover og ut av utbruddsåpningen som følge av trykket fra de utvidende gassene, i hovedsak damp. Gassen utvider seg fordi trykket av stein over den raskt synker underveis på gassens ferd til overflaten. Denne delen av søylen blir kalt gas thrust region («området for gass-skyvekraft») og strekker seg vanligvis bare én eller to kilometer over vulkanen.

• Convective thrust region («området for konvektiv skyvekraft») utgjør størstedelen av utbruddssøylen. Gas thrust region er veldig turbulent og den omkringliggende luften blir blandet inn i den og oppvarmet. Luften utvider seg, noe som reduserer dens tetthet og oppstigning. Den oppstigende luften tar med seg de faste og flytende stoffene fra utbruddet som er blandet i den oppover.

• Ettersom søylen vokser og stiger opp til omkringliggende luft med mindre tetthet, vil den etter hvert komme til en høyde der den varme oppstigende luften har samme tetthet som den kjøligere, omkringliggende luften. I dette likevektsområdet vil det vulkanske materialet ikke lenger stige opp gjennom konveksjon, men utelukkende gjennom et oppadgående moment som det har. Denne øverste delen av utbruddssøylen kalles umbrella region («paraplyområdet») og karakteriseres vanligvis ved at søylen sprer seg utover sidelengs. Det eruptive materialet og den kjølige, omkringliggende luften har samme tetthet nederst i denne delen av utbruddssøylen, og søylens topp markeres av maksimumshøyden til det eruptive materialet som har blitt ført opp av et moment. Siden hastighetene er svært lave eller ubetydelige i dette området av utbruddssøylen, forvrenges ofte søyletoppen av stratosfæriske vinder.

Søylen vil ikke stige lenger opp når den har kommet til en høyde der den ikke lenger har lavere tetthet enn den omkringliggende luften. Flere faktorer bestemmer høyden som en utbruddssøyle kan komme opp i.

Indre faktorer inkluderer diameteren på vulkanventilen, gassinnholdet i magmaen og farten som asken slynges ut av vulkanen ved. Ytre faktorer kan være viktige, med vind som noen ganger setter grenser for høyden til søylen, og den lokale termiske temperaturgradienten spiller også en rolle. Den atmosfæriske temperaturen i troposfæren synker normalt med omtrent 6-7 K/km, men små endringer i denne gradienten kan ha en stor effekt på utbruddssøylens endelige høyde. Teoretisk sett antas den maksimale oppnåelige søylehøyden å være ca. 55 km. Praktisk talt observeres søylehøyder mellom ca. 2 og 45 km.

Utbruddssøyler som er over 10-15 km høye kan bryte gjennom tropopausen og injisere aske og aerosoler i stratosfæren. Aske og aerosoler i troposfæren blir raskt fjernet av regn og annet nedbør, men materiale som injiseres inn i stratosfæren sprer seg mye langsommere siden det ikke finnes noen værsystemer der. En betydelig mengde stratosfærisk injeksjon kan ha globale effekter: etter Pinatubos utbrudd i 1991 falt den globale temperaturen med om lag 0,5 °C. Det antas at de største utbruddene kan forårsake et temperaturfall på flere grader og er potensielt årsaken til noen av de kjente masseutryddelsene.

Høyden til utbruddssøyler er en brukbar måte å måle intensiteten til utbruddet på, siden søylehøyden er proporsjonal med fjerderoten av mass eruption rate («masseutbruddsrate») for en gitt atmosfærisk temperatur. Følgelig kreves det et utbrudd som slynger ut 16 ganger så mye vulkansk materiale per sekund for å doble søylehøyden, gitt lignende forhold. Søylehøyden til utbrudd som ikke har blitt observert kan estimeres ved å kartlegge den maksimale avstanden som pyroklastisk materiale av ulik størrelse har blitt ført fra vulkanventilen - jo høyere søyle, desto lenger kan det eruptive materialet med en bestemt masse (og dermed størrelse) bli løftet.

Den omtrentlige maksimumshøyden ${\displaystyle H}$ til en utbruddssøyle er gitt ved ligningen

${\displaystyle H=k(M\Delta {T})^{\frac {1}{4}}}$

der ${\displaystyle k}$ er en konstant som er avhengig av ulike egenskaper, som for eksempel atmosfæriske forhold, ${\displaystyle M}$ er mass eruption rate («masseutbruddsraten») og ${\displaystyle \Delta {T}}$ er differansen i temperatur mellom det eruptive materialet som slynges ut og atmosfæren rundt.

Utbruddssøyler kan bli så tette på grunn eruptiv materiale at de blir for tunge til å kunne holdes oppe av konveksjonsstrømmene. Dette kan plutselig skje hvis for eksempel hastigheten som magmaen slynges ut ved øker til et punkt hvor en utilstrekkelig mengde luft er blandet i magmaen til å kunne støtte videre oppstigning, eller dersom magmaens tetthet plutselig øker når tettere magma fra lenger nede i et lagdelt magmakammer tappes. Sammenbrudd av utbruddssøyler er en av de vanligste og farligste vulkanfarene i et pliniansk utbrudd.

Hvis det skjer kan materialet som kommer opp til bunnen av convective thrust region ikke lenger bli tilstrekkelig støttet av konveksjon og vil falle under gravitasjon, noe som danner en pyroklastisk strøm eller bølge som kan gå ned langs sidene av en vulkan i hastigheter på over 100 km/t.

Flere utbrudd har satt fly som har fløyet gjennom deres utbruddssøyler i stor fare. I to forskjellige hendelser i 1982 fløy et passasjerfly inn i de øvre delene av en utbruddssøyle skapt av Galunggung, og asken gjorde alvorlig skade på begge flyene. Spesielle farer var at inntak av aske stoppet motorene, sandblåsing av cockpitvinduene som i stor grad gjorde dem ugjennomsiktige og forurensning av drivstoffet ved inntak av aske gjennom luftinntak. Skaden på motorene er et spesielt problem siden temperaturene på innsiden av en gassturbin er tilstrekkelig høye slik at vulkansk aske smeltes i brennkammeret og det dannes et glassbelegg på komponenter videre nedover i turbinen, for eksempel på turbinblader.

I ett tilfelle stoppet alle fire motorene på et passasjerfly, og i et annet sviktet tre av de fire motorene. I begge tilfellene klarte man å starte motorene om igjen, men flyene ble nødt til å foreta nødlandinger i Jakarta.

Lignende skader på et fly skjedde på grunn av en utbruddssøyle over Redoubt-vulkanen i Alaska i 1989. Etter utbruddet av Mount Pinatubo i 1991 ble fly omdirigert for å unngå utbruddssøylen, men likevel spredte askeskyene seg over et stort område og forårsaket skade på 16 fly, enkelte fly så langt som 1 000 km fra vulkanen.

Vulkanskyer og utbruddssøyler vises vanligvis ikke på en værradar og kan være mindre synlige på grunn av skyer eller natt.^[2] På grunn av risikoen for luftfart ved askeskyer, er det opprettet et nettverk av ni Volcanic Ash Advisory Centers («Rådgivingssentre for vulkansk aske») rundt om i verden som ved hjelp av data fra satellitter, bakkerapporter, pilotrapporter og meteorologiske modeller kontinuerlig overvåker vulkanutbrudd og askeskyer, som kan være opphav til utbruddssøyler.^[3]

• Casadevall T.J., Delos Reyes P.J., Schneider D.J. (1993). «The 1991 Pinatubo Eruptions and Their Effects on Aircraft Operations». Fire and Mud: Eruptions and Lahars of Mount Pinatubo, Philippines. US Geological Survey/Philippine Institute of Volcanology & Seismology. Besøkt 30. juni 2007. CS1-vedlikehold: Flere navn: forfatterliste (link)
• Glaze L.S., Baloga S.M. (1996). «Sensitivity of buoyant plume heights to ambient atmospheric conditions: Implications for volcanic eruption columns». Journal of Geophysical Research. 101: 1529–1540. doi:10.1029/95JD03071. 
• Scase, M.M. (2009). «Evolution of volcanic eruption columns». Journal of Geophysical Research. 114: F04003. doi:10.1029/2009JF001300. 
• Woods, A.W. (1988). «The fluid dynamics and thermodynamics of eruption columns». Bull. Volcanol. 50(3): 169–193. 
• Wilson L., Sparks R.S.J., Huang T.C., Watkins N.D. (1978). «The control of volcanic column heights by eruption energetics and dynamics». Journal of Geophysical Research. 83: 1829–1836. doi:10.1029/JB083iB04p01829. CS1-vedlikehold: Flere navn: forfatterliste (link)

• (en) Eruption columns – kategori av bilder, video eller lyd på Commons
• (en) USGS informasjon