Cámara magmática
Unha cámara magmática é unha gran masa de rocha líquida situada baixo a superficie da Terra. A rocha fundida ou magma que se encontra na cámara é menos densa que as rochas que a rodean, o cal produce forzas de flotación no magma que tenden a dirixilo cara a arriba.[1] Se o magma logra abrirse camiño ata a superficie, o resultado é unha erupción volcánica; en consecuencia, moitos volcáns están situados sobre cámaras de magma.[2] Estas cámaras son difíciles de detectar en zonas profundas da Terra, e, por tanto, a maioría das coñecidas están próximas á superficie, xeralmente a entre 1 km e 10 km de profundidade.[3]
Dinámica das cámaras magmáticas
[editar | editar a fonte]
O magma ascende a través de gretas desde abaixo e transversalmente pola codia terrestre porque é menos denso que as rochas que o rodean. Cando o magma non pode encontrar un camiño para ascender acumúlase formando unha cámara de magma. Estas cámaras vanse formando normalmente co paso do tempo,[4][5] por medio de sucesivas inxeccións de magma horizontais[6] ou verticais.[7] O influxo de novo magma causa a reacción dos cristais preexistentes[8] e a presión na cámara increméntase.
O magma que reside na cámara magmática empeza a arrefriar pouco a pouco e os compoñentes de maior punto de fusión como a olivina cristalizan fóra da solución, especialmente preto das paredes máis frías da cámara, e forman un conglomerado máis denso de minerais, que se afunde nas profundidades da cámara (rocha acumulativa).[9] Despois de arrefriaren, as novas fases minerais satúranse e o tipo de rocha cambia (por exemplo, a cristalización fraccionada), formando normalmente (1) gabro, diorita, tonalita e granito ou (2) gabro, diorita, sienita e granito. Se o magma estivo na cámara durante un longo período de tempo, entón pode quedar estratificado e os compoñentes de menor densidade ascenden ata a parte superior e os materiais máis densos afúndense máis profundamente. As rochas acumúlanse en capas formando unha intrusión estratificada.[10] Calquera erupción posterior pode producir depósitos estratificados; por exemplo, os depósitos da erupción do Vesubio do ano 79 d.C. comprenden unha grosa capa de pumita branca procedente da porción superior da cámara magmática, que está cuberta por unha capa similar de pumita gris producida a partir de material que foi expulsado máis tarde desde a parte inferior da cámara magmética.
Outro efecto do arrefriamento da cámara é que os cristais que solidifican liberarán gas (principalmente vapor de auga) que previamente estaba disolto cando eran líquidos, causando que a presión na cámara de magma aumente, posiblemente o suficiente como para producir unha erupción. Ademais, a eliminación dos compoñentes de punto de fusión máis baixo fará que o magma se volva máis viscoso (ao incrementarse a concentración de silicatos). Así, a estratificación dunha cámara magmática pode ter como resultado un incremento na cantidade de gas no magma que está na parte superior da cámara,[11] e tamén facer o magma máis viscoso, o que potencialmente pode orixinar unha erupción máis explosiva que a que se produciría no caso dunha cámara que non sufriu estratificación.
As erupcións de supervolcáns soamente son posibles cando se forma unha cámara de magma extraordinariamente grande a un nivel relativamente pouco profundo da codia. Porén, a freceuncia de produción de magma en zonas tectónicas que orixina supervolcáns é bastante baixa, de arredor de 0,002 km3 ano−1, así que a acumlación de magma suficiente para unha supererupción tarda de 105 a 106 anos. Isto formula a cuestión de por que o magma silícico flotante non se abre paso ata a superficie máis frecuentemente en erupcións relativamente pequenas. A combinación da extensión rexional, que rebaixa a sobrepresión alcanzable máxima no teito da cámara, e unha gran cámara de magma con paredes quentes, que ten unha alta viscoelasticidade, pode suprimir a formación de diques de riolita e permitir que cámaras de magma tan grandes se enchan de magma.[12]
Se o magma non é expulsado á superficie nunha erupción volcánica, irá arrefriando de vagariño e cristalizará en zonas profundas formando un corpo ígneo intrusivo, como, por exemplo, un formado por granito ou gabro (ver tamén plutón).
A miúdo, un volcán pode ter unha cámara de magma profunda a moitos quilómetros da superficie, que subministra magma a outra cámara máis superficial, máis preto do cume. A localización das cámaras de magma pode maparse usando métodos sismolóxicos: as ondas sísmicas dos terremotos móvense máis lentamente a través de rocha líquida que de rocha sólida, o que permite facer medidas para detectar as rexións con movemento lento, que identifican as cámaras de magma.[13]
A medida que un volcán fai erupción, as rochas que o rodean colápsanse sobre a cámara de magma que se está baleirando. Se o tamaño da cámara se reduce considerabemente, a depresión resultante na superficie pode formar unha caldeira volcánica.[14]
Notas
[editar | editar a fonte]- ↑ Philpotts, Anthony R.; Ague, Jay J. (2009). Principles of igneous and metamorphic petrology (2nd ed.). Cambridge, UK: Cambridge University Press. pp. 28–32. ISBN 9780521880060.
- ↑ "Forensic Probe of Bali's Great Volcano". Eos (en inglés). Consultado o 2020-11-25.
- ↑ Dahren, Börje; Troll, Valentin R.; Andersson, Ulf B.; Chadwick, Jane P.; Gardner, Màiri F.; Jaxybulatov, Kairly; Koulakov, Ivan (2012-04-01). "Magma plumbing beneath Anak Krakatau volcano, Indonesia: evidence for multiple magma storage regions". Contributions to Mineralogy and Petrology (en inglés) 163 (4): 631–651. Bibcode:2012CoMP..163..631D. ISSN 1432-0967. doi:10.1007/s00410-011-0690-8.
- ↑ Glazner, A.F., Bartley, J.M., Coleman, D.S., Gray, W., Taylor, Z. (2004). "Are plutons assembled over millions of years by amalgamation from small magma chambers?". GSA Today 14 (4/5): 4–11. doi:10.1130/1052-5173(2004)014<0004:APAOMO>2.0.CO;2.
- ↑ Leuthold, Julien (2012). "Time resolved construction of a bimodal laccolith (Torres del Paine, Patagonia)". Earth and Planetary Science Letters. 325–326: 85–92. Bibcode:2012E&PSL.325...85L. doi:10.1016/j.epsl.2012.01.032.
- ↑ Leuthold, Julien; Müntener, Othmar; Baumgartner, Lukas; Putlitz, Benita (2014). "Petrological constraints on the recycling of mafic crystal mushes and intrusion of braided sills in the Torres del Paine Mafic Complex (Patagonia)" (PDF). Journal of Petrology 55 (5): 917–949. doi:10.1093/petrology/egu011. hdl:20.500.11850/103136.
- ↑ Allibon, J., Ovtcharova, M., Bussy, F., Cosca, M., Schaltegger, U., Bussien, D., Lewin, E. (2011). "The lifetime of an ocean island volcano feeder zone: constraints from U–Pb on coexisting zircon and baddeleyite, and 40Ar/39Ar age determinations (Fuerteventura, Canary Islands)". Can. J. Earth Sci. 48 (2): 567–592. doi:10.1139/E10-032.
- ↑ Leuthold J, Blundy JD, Holness MB, Sides R (2014). "Successive episodes of reactive liquid flow through a layered intrusion (Unit 9, Rum Eastern Layered Intrusion, Scotland)". Contrib Mineral Petrol 167 (1): 1021. Bibcode:2014CoMP..168.1021L. doi:10.1007/s00410-014-1021-7.
- ↑ Emeleus, C. H.; Troll, V. R. (2014-08-01). "The Rum Igneous Centre, Scotland". Mineralogical Magazine (en inglés) 78 (4): 805–839. Bibcode:2014MinM...78..805E. ISSN 0026-461X. doi:10.1180/minmag.2014.078.4.04.
- ↑ McBirney AR (1996). "The Skaergaard intrusion". En Cawthorn RG. Layered intrusions. Developments in petrology 15. pp. 147–180. ISBN 9780080535401.
- ↑ TROLL, V. R. (2002-02-01). "Magma Mixing and Crustal Recycling Recorded in Ternary Feldspar from Compositionally Zoned Peralkaline Ignimbrite A', Gran Canaria, Canary Islands". Journal of Petrology 43 (2): 243–270. ISSN 1460-2415. doi:10.1093/petrology/43.2.243.
- ↑ Jellinek, A. Mark; DePaolo, Donald J. (1 de xullo de 2003). "A model for the origin of large silicic magma chambers: precursors of caldera-forming eruptions". Bulletin of Volcanology 65 (5): 363–381. Bibcode:2003BVol...65..363J. doi:10.1007/s00445-003-0277-y.
- ↑ Cashman, K. V.; Sparks, R. S. J. (2013). "How volcanoes work: a 25 year perspective". Geological Society of America Bulletin 125 (5–6): 664. Bibcode:2013GSAB..125..664C. doi:10.1130/B30720.1.
- ↑ Troll, Valentin R.; Emeleus, C. Henry; Donaldson, Colin H. (2000-11-01). "Caldera formation in the Rum Central Igneous Complex, Scotland". Bulletin of Volcanology (en inglés) 62 (4): 301–317. Bibcode:2000BVol...62..301T. ISSN 1432-0819. doi:10.1007/s004450000099.
