Жер қойнауындағы балқыған тау жынысы жиналуы

Кіріспе

Жер қыртысында балқыған тау жыныстарының жиналуы

Магма камерасы – Жер бетінің астындағы еріген тау жыныстарының үлкен жиынтығы. Мұндай камерадағы еріген тау жынысы, немесе магма, айналасындағы тау жынысынан жеңіл болғандықтан, магмаға жоғары қарай итермелейтін күштер тудырады. Егер магма жер бетіне жол тапса, нәтижесінде жанартау шығады; сондықтан көптеген жанартаулар магма камераларының үстінде орналасқан. Бұл камераларды Жердің тереңдігінде анықтау қиын, демек, белгілі камералардың көп бөлігі жер бетіне жақын, әдетте 1 км-ден 10 км-ге дейін тереңдікте кездеседі.

Магма камераларының динамикасы

Магма жер қыртысының астынан және үстінен жарықтар арқылы көтеріледі, себебі ол қоршаған тау жыныстарынан жеңіл. Магма жоғары қарай өрлеуге жол таба алмағанда, магма камерасында жиналады. Бұл камералар әдетте уақыт өте келе, бірінен соң бірі көлденең немесе тік бағытта магманың енуі арқылы қалыптасады. Жаңа магманың келуі бұрыннан бар кристалдардың реакциясын тудырады және камерадағы қысымды арттырады. Магма салқындағанда, оливин сияқты жоғары балқу температурасы бар компоненттер ерітіндіден кристалданады, әсіресе камераның салқын қабырғаларына жақын, минералдардың тығыз жиынтығын құрайды және төмен түседі (күрішті тау жынысы). Салқындағаннан кейін жаңа минералды фазалар қанығады және тау жынысының түрі өзгереді (мысалы, фракциялық кристалдану), әдетте (1) габбро, диорит, тоналит және гранит немесе (2) габбро, диорит, сиенит және гранит пайда болады. Егер магма камерада ұзақ уақыт сақталып тұрса, онда оның қабаттары бөлінеді: тығыздығы төмен компоненттер жоғары көтеріліп, ал тығыз материалдар төмен түседі. Тастар қабат-қабат жиналып, қабатты интрузияны құрайды. Келесі атқышу қабатты шөгінділерді тудыруы мүмкін; мысалы, 79 жылы Везувий тауының атқышуынан қалған шөгінділерде магма камерасының жоғарғы бөлігінен алынған ақ пемзаның қалың қабаты және кейінірек камераның төменгі бөлігінен шыққан материалдан жасалған сұр пемзаның ұқсас қабаты бар. Камераның салқындауының тағы бір салдары – қатаю кезінде кристалдар бұрын сұйық күйде еріген газдарды (негізінен буды) босатады, бұл камерадағы қысымды арттырады, мүмкін тіпті атқышуға жеткізеді. Сонымен қатар, төмен балқу температурасы бар компоненттердің алынуы магманың тұтқырлығын арттырады (силикаттардың концентрациясын арттыру арқылы). Осылайша, магма камерасының қабаттануы камераның жоғарғы жағындағы магмада газдың мөлшерінің артуына және оның тұтқырлығының жоғарылауына әкелуі мүмкін, бұл камера қабатталмаған жағдайда болуы мүмкін емес, жарылысқа бейімділікті арттырады. Супервулкандық атқышулар тек қана жер қыртысының салыстырмалы түрде жақын деңгейінде өте үлкен магма камерасы қалыптасқанда ғана мүмкін болады. Алайда, супервулканды тудыратын тектоникалық жағдайларда магма өндірісінің жылдамдығы өте төмен, шамамен 0,002 км³ жыл-1, сондықтан суператқышуға жеткілікті магма жинақтау үшін 10⁵-10⁶ жыл қажет. Бұл сұрақ тудырады: неге жеңіл силикатты магма салыстырмалы түрде кішкентай атқышуларда жиі жер бетіне шықпайды? Аймақтық кеңеюдің (камера төбесіндегі максималды қысымды төмендететін) және жылы қабырғалары бар үлкен магма камерасының (жоғары тиімді вискоэластикалық қасиеттері бар) үйлесімі риолиттік дикелердің пайда болуын тежеуі және мұндай үлкен камералардың магмамен толуына мүмкіндік беруі мүмкін. Егер магма жанартаулық атқышу арқылы жер бетіне шығарылмаса, ол тереңде баяу салқындап, кристалданып, интрузивті магмалық денеге айналады, мысалы, гранит немесе габбродан (сондай-ақ плутонды қараңыз). Көбінесе жанартаудың тереңде, көптеген шақырым тереңдікте магма камерасы болуы мүмкін, ол шыңға жақын жердегі жақын орналасқан камераны қамтамасыз етеді. Магма камераларының орналасуын сейсмологиялық зерттеулер арқылы анықтауға болады: жер сілкіністерінен туындаған сейсмикалық толқындар сұйық тау жынысы арқылы қатты тау жынысынан баяу жылдамдықпен өтеді, бұл магма камераларын анықтайтын баяу қозғалыс аймақтарын анықтауға мүмкіндік береді. Жанартау атқышу кезінде айналадағы тау жынысы бос камераға құлайды. Егер камераның көлемі айтарлықтай азайса, онда бетіндегі шұңқыр кальдераны құрауы мүмкін.

Magma rises through cracks from beneath and across the crust because it is less dense than the surrounding rock. When the magma cannot find a path upwards it pools into a magma chamber. These chambers are commonly built up over time, by successive horizontal or vertical magma injections. The influx of new magma causes reaction of pre existing crystals and the pressure in the chamber to increase. The residing magma starts to cool, with the higher melting point components such as olivine crystallizing out of the solution, particularly near to the cooler walls of the chamber, and forming a denser conglomerate of minerals which sinks (cumulative rock). Upon cooling, new mineral phases saturate and the rock type changes (e. g. fractional crystallization), typically forming (1) gabbro, diorite, tonalite and granite or (2) gabbro, diorite, syenite and granite. If magma resides in a chamber for a long period, then it can become stratified with lower density components rising to the top and denser materials sinking. Rocks accumulate in layers, forming a layered intrusion. Any subsequent eruption may produce distinctly layered deposits; for example, the deposits from the 79 AD eruption of Mount Vesuvius include a thick layer of white pumice from the upper portion of the magma chamber overlaid with a similar layer of grey pumice produced from material erupted later from lower in the chamber. Another effect of the cooling of the chamber is that the solidifying crystals will release the gas (primarily steam) previously dissolved when they were liquid, causing the pressure in the chamber to rise, possibly sufficiently to produce an eruption. Additionally, the removal of the lower melting point components will tend to make the magma more viscous (by increasing the concentration of silicates). Thus, stratification of a magma chamber may result in an increase in the amount of gas within the magma near the top of the chamber, and also make this magma more viscous, potentially leading to a more explosive eruption than would be the case had the chamber not become stratified. Supervolcano eruptions are possible only when an extraordinarily large magma chamber forms at a relatively shallow level in the crust. However, the rate of magma production in tectonic settings that produce supervolcanoes is quite low, around 0.002 km3 year−1, so that accumulation of sufficient magma for a supereruption takes 105 to 106 years. This raises the question of why the buoyant silicic magma does not break through to the surface more frequently in relatively small eruptions. The combination of regional extension, which lowers the maximum attainable overpressure on the chamber roof, and a large magma chamber with warm walls, which has a high effective viscoelasticity, may suppress rhyolite dike formation and allow such large chambers to fill with magma. If the magma is not vented to the surface in a volcanic eruption, it will slowly cool and crystallize at depth to form an intrusive igneous body, one, for example, composed of granite or gabbro (see also pluton). Often, a volcano may have a deep magma chamber many kilometers down, which supplies a shallower chamber near the summit. The location of magma chambers can be mapped using seismology: seismic waves from earthquakes move more slowly through liquid rock than solid, allowing measurements to pinpoint the regions of slow movement which identify magma chambers. As a volcano erupts, surrounding rock will collapse into the emptying chamber. If the chamber's size is reduced considerably, the resulting depression at the surface can form a caldera.

Мысалдар

Исландияда 1974 жылы үңгір зерттеушісі Арни Б. Стефанссон ашқан және 2012 жылы туристерге есігін ашқан Трхнукагигур – әлемдегі келушілер лифт арқылы қауіпсіз түрде магма камерасына түсе алатын жалғыз жанартау.