Magma kamra

Az oldal jelenlegi verzióját még nem ellenőrizték tapasztalt közreműködők, és jelentősen eltérhet a 2021. március 27-én felülvizsgált verziótól ; az ellenőrzések 3 szerkesztést igényelnek .
Magma kamra
Készült magma
 Médiafájlok a Wikimedia Commons oldalon

A magmakamra  (vagy magmatározó ) egy olvadt kőzetekkel teli üreg a földkéregben , ahol a magma differenciálódási és kristályosodási folyamatai zajlanak [1] . Nagy magmacsomó, főleg aktív vulkánok alatt .

Leírás

Az olvadt kőzet vagy magma egy ilyen kamrában kevésbé sűrű, mint a környező alapkőzet, ez felhajtóerőt hoz létre a magmára és felfelé áramlik [2] . Ha a magma utat talál a felszínre, az eredmény egy vulkánkitörés; sok vulkán közvetlenül a magmakamrák felett található [3] . A magmakamrák mélyen a Föld belsejében nehezen észlelhetők, ezért az összes ismert magmakamra a felszín közelében található, általában 1-10 km mélységben [4] .

Magmakamrák dinamikája

A magma a repedéseken keresztül emelkedik fel alulról és a kérgen keresztül, mert kevésbé sűrű, mint a környező kőzet. Amikor a magma nem talál felfelé utat, felhalmozódik a magmakamrában. Ezek a kamrák általában idővel [5] [6] jönnek létre egymás utáni vízszintes [7] vagy függőleges [8] magmainjektálásokkal. Az új magma beáramlása hatására a már meglévő kristályok reakcióba lépnek [9] , és megnő a nyomás a kamrában.

A megmaradt magma hűlni kezd, a magasabb olvadáspontú komponensek, mint például az olivin , kikristályosodnak az oldatból, különösen a hidegebb kamrafalak közelében, és sűrűbb ásványi konglomerátumot képeznek, amely lesüllyed (halmozott kőzet) [10] . A lehűlés új ásványi fázisokat telít, és megváltoztatja a kőzet típusát (pl. frakcionált kristályosodás ), jellemzően (1) gabbrót , dioritot , tonalitot és gránitot vagy (2) gabbrót , dioritot , szienitet és gránitot képezve . Ha a magma huzamosabb ideig van a kamrában, akkor rétegekre tud válni, a kis sűrűségű komponensek a tetejére emelkednek, a sűrűbbek pedig lejjebb süllyednek. A kőzetek rétegesen halmozódnak fel, réteges behatolást képezve [11] . Minden későbbi kitörés egyértelműen rétegzett lerakódásokat eredményezhet; Például a Vezúv kitöréséből származó lerakódások vastag fehér habkőréteget tartalmaznak a magmakamra tetejéről, amelyet egy hasonló szürke habkőréteg fed le, amely a kamra aljáról később kitört anyagból származik.

A kamrahűtés másik hatása az, hogy a megszilárduló kristályok olyan gázokat (elsősorban gőzt ) szabadítanak fel, amelyek korábban feloldódtak, amikor a kristályok folyékonyak voltak, ami nyomást okoz a kamrában, ami talán elég ahhoz, hogy kitörést okozzon. Ezenkívül az alacsonyabb olvadáspontú komponensek eltávolítása viszkózusabbá teszi a magmát (a szilikátok koncentrációjának növelésével). Így a magmakamra rétegződése növelheti a gáz mennyiségét a magmában a kamra teteje közelében, valamint viszkózusabbá teheti a magmát, ami potenciálisan robbanásveszélyesebb kitöréshez vezethet, mintha a kamra nem lett volna rétegelt.

Szupervulkánkitörés csak akkor lehetséges, ha egy szokatlanul nagy magmakamra képződik viszonylag sekély szinten a földkéregben. A szupervulkánokat előállító tektonikus létesítményekben azonban a magmaképződés aránya meglehetősen alacsony, körülbelül 0,002 km 3 év −1 , így 10 5-10 6 év kell ahhoz, hogy elegendő magma felhalmozódjon egy szuperkitöréshez . Ezzel kapcsolatban felvetődik a kérdés, hogy viszonylag kis kitörések során miért nem tör ki gyakrabban a felszínre úszó szilikátos magma [12] .

Ha a magma nem lökődik ki a felszínre egy vulkánkitörés során, az lassan lehűl, és a mélyben kikristályosodik, behatoló magmás tömeget képezve, például gránitból vagy gabbróból (lásd még pluton ).

Egy vulkánnak gyakran lehet egy mély magmakamrája sok kilométerrel lejjebb, amely egy sekélyebb kamrát lát el a csúcs közelében. A magmakamrák elhelyezkedése szeizmológia segítségével térképezhető fel: a földrengésekből származó szeizmikus hullámok lassabban haladnak át a folyékony kőzeteken, mint a szilárd kőzeteken, így a mérések lehetővé teszik a lassított mozgású területek pontos meghatározását, amelyek magmakamrákra utalnak [13] .

Amikor a vulkán kitör, a környező sziklák az üres kamrába omlanak. A magmakamra részleges kiürítésével a felszínen keletkezett mélyedés kalderát képezhet [14] .

Jegyzetek

  1. ↑ Magmakamra a geológiai szótárban, VSEGEI .
  2. ↑ Philpotts, Anthony R. A magmás és metamorf kőzettan elvei / Anthony R. Philpotts, Jay J. Ague. — 2. - Cambridge, Egyesült Királyság: Cambridge University Press, 2009. - P. 28–32. — ISBN 9780521880060 .
  3. ↑  Bali nagy vulkánjának  törvényszéki szondája ? . eos . Letöltve: 2020. november 25. Az eredetiből archiválva : 2020. november 7..
  4. ↑ Dahren, Borje; Troll, Valentin R.; Andersson, Ulf B.; Chadwick, Jane P.; Gardner, Màiri F.; Jaxybulatov, Kairly; Koulakov, Ivan (2012-04-01). „Magma vízvezetékek az Anak Krakatau vulkán alatt, Indonézia: bizonyíték több magmatároló régióra” . Hozzájárulások az ásványtanhoz és a kőzettanihoz ]. 163 (4): 631-651. DOI : 10.1007/s00410-011-0690-8 . ISSN  1432-0967 . Archiválva az eredetiből, ekkor: 2022-01-18 . Letöltve: 2021-03-27 . Elavult használt paraméter |deadlink=( súgó )
  5. ↑ Glazner, A. F., Bartley, J. M., Coleman, D. S., Gray, W., Taylor, Z. (2004). "A plutonok évmilliók alatt kis magmakamrák összeolvadásával állnak össze?" G.S.A. ma . 14. (4/5): 4-11. DOI : 10.1130/1052-5173(2004)014<0004:APAOMO>2.0.CO;2 .
  6. ↑ Leuthold, Julien (2012). „Bimodális lakkolit (Torres del Paine, Patagónia) építése az időben megoldott”. Föld- és bolygótudományi levelek . 325-326: 85-92. DOI : 10.1016/j.epsl.2012.01.032 .
  7. ↑ Leuthold, Julien; Muntener, Othmar; Baumgartner, Lucas; Putlitz, Benita (2014). „A mafikus kristálypép újrahasznosításának kőzettani korlátai és a fonott küszöbök behatolása a Torres del Paine Mafic Complexbe (Patagónia)” (PDF) . Kőzettani Közlöny . 55 (5): 917-949. doi : 10.1093/petrology/ egu011 . HDL : 20.500.11850/103136 . Archivált (PDF) az eredetiből ekkor: 2021-11-01 . Letöltve: 2021-03-27 . Elavult használt paraméter |deadlink=( súgó )
  8. ↑ Allibon, J., Ovtcharova, M., Bussy, F., Cosca, M., Schaltegger, U., Bussien, D., Lewin, E. (2011). „Egy óceáni sziget vulkán tápláló zónájának élettartama: az U–Pb korlátai az együtt létező cirkon és baddeleyit esetében, valamint 40 Ar/ 39 Ar kormeghatározások (Fuerteventura, Kanári-szigetek)”. Tud. J. Earth Sci . 48 (2): 567-592. DOI : 10.1139/E10-032 .
  9. ↑ Leuthold J, Blundy JD, Holness MB, Sides R (2014). „A reaktív folyadék egymást követő epizódjai egy réteges behatoláson keresztül (9. egység, Rum Eastern Layered Intrusion, Skócia)”. Contrib Mineral Petrol . 167 : 1021. doi : 10.1007/ s00410-014-1021-7 . S2CID 129584032 . 
  10. ↑ Emeleus, CH; Troll, VR (2014-08-01). "The Rum Igneous Centre, Skócia" . Ásványtani Magazin _ ]. 78 (4): 805-839. DOI : 10.1180/minmag.2014.078.4.04 . ISSN 0026-461X . Archiválva az eredetiből, ekkor: 2021-11-06 . Letöltve: 2021-03-27 .  Elavult használt paraméter |deadlink=( súgó )
  11. ↑ McBirney AR. A Skaergaard behatolás // Réteges behatolás / Cawthorn RG. - 1996. - 1. évf. 15. - P. 147-180. — ISBN 9780080535401 .
  12. ↑ Jellinek, A. Mark; DePaolo, Donald J. (2003. július 1.). "Modell a nagy szilíciumtartalmú magmakamrák eredetére: a kalderaképző kitörések előfutárai." Vulkanológiai Értesítő . 65 (5): 363-381. DOI : 10.1007/s00445-003-0277-y . S2CID  44581563 .
  13. ↑ Cashman, KV; Sparks, RSJ (2013). „Hogyan működnek a vulkánok: 25 év távlatában”. Az Amerikai Földtani Társaság Értesítője . 125 (5-6): 664. DOI : 10.1130/B30720.1 .
  14. ↑ Troll, Valentin R.; Emeleus, C. Henry; Donaldson, Colin H. (2000-11-01). „Kalderaképződés a Rum Central Igneous Complexben, Skócia” . Vulkanológiai Értesítő _ ]. 62 (4): 301-317. DOI : 10.1007/s004450000099 . ISSN  1432-0819 .

Linkek

  Ugrás a Wikidata elemre  Szótárak és enciklopédiák
Bibliográfiai katalógusokban