Cámara de magma

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cámara de magma
Hecho de magma
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La cámara de magma  (o reservorio de magma) es una cavidad llena de rocas fundidas en la corteza terrestre , donde tienen lugar los procesos de diferenciación y cristalización del magma [1] . Una gran acumulación de magma, ubicada principalmente debajo de volcanes activos .

Descripción

La roca fundida , o magma , en tal cámara es menos densa que el lecho rocoso circundante, esto crea fuerzas de flotación en el magma y fluye hacia arriba [2] . Si el magma encuentra su camino hacia la superficie, el resultado es una erupción volcánica; muchos volcanes están ubicados justo encima de las cámaras de magma [3] . Las cámaras de magma son difíciles de detectar en las profundidades de la Tierra, por lo que todas las cámaras de magma conocidas se encuentran cerca de la superficie, normalmente a una profundidad de 1 a 10 km [4] .

Dinámica de las cámaras de magma

El magma sube a través de las grietas desde abajo ya través de la corteza porque es menos denso que la roca circundante. Cuando el magma no puede subir, se acumula en la cámara de magma. Estas cámaras suelen formarse con el tiempo [5] [6] mediante sucesivas inyecciones de magma horizontales [7] o verticales [8] . La entrada de nuevo magma hace que los cristales ya existentes reaccionen [9] y aumenta la presión en la cámara.

El magma restante comienza a enfriarse, con componentes de mayor punto de fusión, como el olivino , cristalizando fuera de la solución, especialmente cerca de las paredes de la cámara más fría, y formando un conglomerado mineral más denso que se hunde (roca acumulativa) [10] . El enfriamiento satura nuevas fases minerales y cambia el tipo de roca (por ejemplo , cristalización fraccionada ), formando típicamente (1) gabro , diorita , tonalita y granito o (2) gabro , diorita , sienita y granito . Si el magma está en la cámara durante un período prolongado, entonces puede separarse en capas, con componentes de baja densidad que se elevan hacia la parte superior y componentes más densos que se hunden más abajo. Las rocas se acumulan en capas, formando una intrusión en capas [11] . Cualquier erupción posterior puede producir depósitos claramente estratificados; por ejemplo, los depósitos de la erupción del Vesubio incluyen una gruesa capa de piedra pómez blanca de la parte superior de la cámara de magma cubierta por una capa similar de piedra pómez gris derivada del material que luego brotó del fondo de la cámara.

Otro efecto del enfriamiento de la cámara es que los cristales que se solidifican liberan gases (principalmente vapor ) previamente disueltos cuando los cristales eran líquidos, lo que hace que la cámara se presurice, quizás lo suficiente como para producir una erupción. Además, la eliminación de los componentes de menor punto de fusión hará que el magma sea más viscoso (al aumentar la concentración de silicatos). Por lo tanto, la estratificación de una cámara de magma puede aumentar la cantidad de gas en el magma cerca de la parte superior de la cámara, así como hacer que el magma sea más viscoso, lo que podría conducir a una erupción más explosiva de lo que sería el caso si la cámara no se hubiera convertido. estratificado

Las erupciones de supervolcanes son posibles solo cuando se forma una cámara de magma inusualmente grande en un nivel relativamente poco profundo en la corteza terrestre. Sin embargo, la tasa de producción de magma en las instalaciones tectónicas que producen supervolcanes es bastante baja, alrededor de 0,002 km 3 año −1 , por lo que se necesitan entre 10 5 y 10 6 años para acumular suficiente magma para una supererupción . En este sentido, surge la pregunta de por qué el magma silíceo flotante no emerge a la superficie con mayor frecuencia durante erupciones relativamente pequeñas [12] .

Si el magma no es expulsado a la superficie durante una erupción volcánica, se enfriará lentamente y cristalizará en profundidad, formando una masa ígnea intrusiva, por ejemplo, que consistirá en granito o gabro (ver también plutón ).

A menudo, un volcán puede tener una cámara de magma profunda a muchos kilómetros de profundidad que abastece a una cámara menos profunda cerca de la cima. La ubicación de las cámaras de magma se puede mapear usando sismología: las ondas sísmicas de los terremotos viajan más lentamente a través de rocas líquidas que de rocas sólidas, lo que permite que las mediciones identifiquen áreas de movimiento lento que indican cámaras de magma [13] .

Cuando el volcán entra en erupción, las rocas circundantes colapsan en la cámara vacía. Con el vaciado parcial de la cámara de magma, una depresión que ha surgido en la superficie puede formar una caldera [14] .

Notas

  1. ↑ Cámara de magma en el diccionario geológico, VSEGEI .
  2. ↑ Philpotts, Anthony R. Principios de petrología ígnea y metamórfica / Anthony R. Philpotts, Jay J. Ague. — 2do. - Cambridge, Reino Unido: Cambridge University Press, 2009. - P. 28–32. — ISBN 9780521880060 .
  3. ↑ ¿Sonda forense  del gran volcán  de Bali ? . eos _ Consultado el 25 de noviembre de 2020. Archivado desde el original el 7 de noviembre de 2020.
  4. ↑ Dahren, Borje; Troll, Valentín R.; Andersson, Ulf B.; Chadwick, Jane P.; Gardner, Màiri F.; Jaxybulatov, Kairly; Koulakov, Iván (2012-04-01). "Plomería de magma debajo del volcán Anak Krakatau, Indonesia: evidencia de múltiples regiones de almacenamiento de magma" . Contribuciones a la Mineralogía y la Petrología ]. 163 (4): 631-651. DOI : 10.1007/s00410-011-0690-8 . ISSN  1432-0967 . Archivado desde el original el 18 de enero de 2022 . Consultado el 27 de marzo de 2021 . Parámetro obsoleto utilizado |deadlink=( ayuda )
  5. ↑ Glazner, A. F., Bartley, J. M., Coleman, D. S., Gray, W., Taylor, Z. (2004). "¿Se ensamblan los plutones durante millones de años por fusión de pequeñas cámaras de magma?". G.S.A. hoy . 14 (4/5): 4-11. DOI : 10.1130/1052-5173(2004)014<0004:APAOMO>2.0.CO;2 .
  6. ↑ Leuthold, Julien (2012). “Construcción resuelta en el tiempo de un lacolito bimodal (Torres del Paine, Patagonia)”. Letras de Ciencias Planetarias y de la Tierra . 325-326: 85-92. DOI : 10.1016/j.epsl.2012.01.032 .
  7. ↑ Leuthold, Julien; Muntener, Othmar; Baumgartner, Lucas; Putlitz, Benita (2014). “Limitaciones petrológicas al reciclaje de papillas de cristales máficos e intrusión de soleras trenzadas en el Complejo Máfico Torres del Paine (Patagonia)” (PDF) . Revista de Petrología . 55 (5): 917-949. doi : 10.1093/petrología/ egu011 . HDL : 20.500.11850/103136 . Archivado (PDF) desde el original el 2021-11-01 . Consultado el 27 de marzo de 2021 . Parámetro obsoleto utilizado |deadlink=( ayuda )
  8. ↑ Allibon, J., Ovtcharova, M., Bussy, F., Cosca, M., Schaltegger, U., Bussien, D., Lewin, E. (2011). “La vida útil de la zona de alimentación de un volcán en una isla oceánica: restricciones de U-Pb sobre circón y baddeleyita coexistentes, y determinaciones de edad de 40 Ar/ 39 Ar (Fuerteventura, Islas Canarias)”. Pueden. J. Ciencias de la Tierra . 48 (2): 567-592. DOI : 10.1139/E10-032 .
  9. ↑ Leuthold J, Blundy JD, Holness MB, Sides R (2014). "Episodios sucesivos de flujo de líquido reactivo a través de una intrusión en capas (Unidad 9, Intrusión en capas del este del ron, Escocia)". Contrib Mineral Petrol . 167 : 1021. doi : 10.1007/ s00410-014-1021-7 . S2CID 129584032 . 
  10. ↑ Emeleus, CH; Troll, realidad virtual (2014-08-01). "El Centro Ígneo del Ron, Escocia" . Revista Mineralogica _ ]. 78 (4): 805-839. DOI : 10.1180/minmag.2014.078.4.04 . ISSN  0026-461X . Archivado desde el original el 6 de noviembre de 2021 . Consultado el 27 de marzo de 2021 . Parámetro obsoleto utilizado |deadlink=( ayuda )
  11. ↑ McBirney AR. La intrusión de Skaergaard // Intrusiones en capas / Cawthorn RG. - 1996. - vol. 15.- Pág. 147-180. — ISBN 9780080535401 .
  12. ↑ Jellinek, A. Mark; DePaolo, Donald J. (1 de julio de 2003). "Un modelo para el origen de las grandes cámaras de magma silícico: precursores de erupciones formadoras de calderas". Boletín de Vulcanología . 65 (5): 363-381. DOI : 10.1007/s00445-003-0277-y . S2CID  44581563 .
  13. ↑ Cashman, KV; Chispas, RSJ (2013). “Cómo funcionan los volcanes: una perspectiva de 25 años”. Boletín de la Sociedad Geológica de América . 125 (5-6): 664. DOI : 10.1130/B30720.1 .
  14. ↑ Troll, Valentín R.; Emeleus, C. Henry; Donaldson, Colin H. (2000-11-01). “Formación de caldera en el Complejo Ígneo Central del Ron, Escocia” . Boletín de Vulcanología ]. 62 (4): 301-317. DOI : 10.1007/s004450000099 . ISSN 1432-0819 . 

Enlaces

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