Сравнивайте с английским: нажмите на абзац — оригинал откроется в окне. Кнопка EN под абзацем показывает его прямо в тексте.
Содержание
Введение
Накопление расплавленной породы в земной коре
Accumulation of molten rock within the Earth's crust
Магматическая камера — это крупное скопление жидкой горной породы под поверхностью Земли. Расплавленная порода, или магма, в такой камере имеет меньшую плотность, чем окружающие её горные породы, что создаёт силы выталкивания, направленные вверх. Если магма находит путь к поверхности, результатом становится вулканическое извержение; следовательно, многие вулканы расположены над магматическими камерами. Обнаружить эти камеры глубоко под землёй сложно, поэтому большинство известных находятся близко к поверхности, как правило, на глубине от 1 до 10 км.
A magma chamber is a large pool of liquid rock beneath the surface of the Earth. The molten rock, or magma, in such a chamber is less dense than the surrounding country rock, which produces buoyant forces on the magma that tend to drive it upwards. If the magma finds a path to the surface, then the result will be a volcanic eruption; consequently, many volcanoes are situated over magma chambers. These chambers are hard to detect deep within the Earth, and therefore most of those known are close to the surface, commonly between 1 km and 10 km down.
Динамика магматических камер
Магма поднимается через трещины из-под и сквозь кору, поскольку она менее плотная, чем окружающая порода. Когда магма не находит пути наверх, она скапливается в магматической камере. Эти камеры обычно формируются со временем, последовательными горизонтальными или вертикальными инъекциями магмы. Приток новой магмы вызывает реакцию уже существующих кристаллов и повышение давления в камере. Находящаяся в камере магма начинает остывать, при этом компоненты с более высокой температурой плавления, такие как оливин, кристаллизуются из раствора, особенно вблизи более холодных стенок камеры, образуя более плотный конгломерат минералов, который оседает (кумулятивная порода). По мере охлаждения насыщаются новые минеральные фазы и меняется тип породы (например, происходит фракционная кристаллизация), обычно формируя (1) габбро, диорит, тоналит и гранит или (2) габбро, диорит, сиенит и гранит. Если магма долгое время находится в камере, она может стать расслоенной: компоненты с меньшей плотностью поднимаются вверх, а более плотные материалы опускаются вниз. Породы накапливаются слоями, образуя слоистые интрузии. Любое последующее извержение может создавать отчетливо слоистые отложения; например, отложения извержения Везувия 79 года н.э. включают толстый слой белой пемзы из верхней части магматической камеры, перекрытый аналогичным слоем серой пемзы, образованной из материала, извергнутого позднее из нижней части камеры. Другим следствием охлаждения камеры является высвобождение затвердевающими кристаллами газа (преимущественно водяного пара), ранее растворенного в жидком состоянии, что приводит к повышению давления в камере, возможно, достаточному для извержения. Кроме того, удаление компонентов с более низкой температурой плавления будет способствовать увеличению вязкости магмы (за счет повышения концентрации силикатов). Таким образом, расслоение магматической камеры может привести к увеличению количества газа в магме вблизи верхней части камеры, а также к увеличению ее вязкости, что потенциально может привести к более взрывному извержению, чем если бы камера не была расслоена. Извержения супервулканов возможны только при формировании чрезвычайно большой магматической камеры на относительно небольшой глубине в коре. Однако скорость образования магмы в тектонических условиях, приводящих к образованию супервулканов, довольно низка – около 0,002 км³ в год, поэтому накопление достаточного количества магмы для суперизвержения занимает от 10⁵ до 10⁶ лет. Это ставит вопрос о том, почему плавучая кремнеземистая магма не прорывается на поверхность чаще в виде относительно небольших извержений. Сочетание регионального растяжения, которое снижает максимальное достижимое избыточное давление на своде камеры, и большой магматической камеры с теплыми стенками, обладающей высокой эффективной вязкоупругостью, может подавлять образование риолитовых даек и позволять таким большим камерам заполняться магмой. Если магма не выходит на поверхность при вулканическом извержении, она медленно остывает и кристаллизуется на глубине, образуя интрузивное магматическое тело, например, состоящее из гранита или габбро (см. также плутон). Часто вулкан может иметь глубокую магматическую камеру на глубине нескольких километров, которая питает более мелкую камеру вблизи вершины. Расположение магматических камер можно картировать с помощью сейсмологии: сейсмические волны от землетрясений распространяются медленнее через жидкую породу, чем через твердую, что позволяет измерениям точно определять области замедленного движения, идентифицирующие магматические камеры. Когда вулкан извергается, окружающие породы обрушиваются в пустеющую камеру. Если размер камеры значительно уменьшается, образовавшаяся депрессия на поверхности может сформировать кальдеру.
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.
Примеры
В Исландии Тхринукагигур, обнаруженный в 1974 году спелеологом Арни Б. Стефанссоном и открытый для посещения туристами в 2012 году, – единственный в мире вулкан, в который можно безопасно спуститься в магматическую камеру на лифте.
In Iceland, Thrihnukagigur, discovered in 1974 by cave explorer Árni B. Stefánsson and opened for tourism in 2012, is the only volcano in the world where visitors can take an elevator and safely descend into the magma chamber.