Magma odası
Magma odası veya odacığı, Dünya'nın yüzeyinin altında yer alan akışkan bir kayaç göletidir. Böyle bir odadaki erimiş kayaç ya da magma büyük bir basınç altındadır ve bir müddet sonra bu basınç, çevresindeki kayacı kademeli olarak parçalara, magmanın yukarı doğru hareket etmesine yol açar. Yüzeye doğru yol bulursa olay, volkanik bir patlama ile sonuçlanır; dolayısıyla birçok volkan, magma odaları üzerinde yer almaktadır. Bu odacıkların Dünya'nın derinlerinde bulunması zordur ve bu nedenle bilinenlerden çoğu yüzeye yakın, genellikle 1 km ila 10 km aşağıda yer alır. Magma odaları, okyanus ortası sırtlarındaki, sıcaklık dağılımını ve okyanus kabuğu oluşumunu denetleyen önemli bileşenler olarak bilinmektedirler.[1]
Her volkanın farklı bir geçmişi, dolayısıyla da farklı bir yapısı oluşmaktadır. Bazı volkanlar, lav boşalımlarının baskınlığında oluşurken bazıları patlatmalı gelişmiştir. Oluşumlarına neden olan magma odası derinliği, boyutu, biçimi de volkanı özgün kılar.[2] Volkanik bölgelerde magma odalarının varlığı, dalga hızlarında önemli değişime sebep olmaktadır. Örneğin, kabuk ve üst mantoda yer alan magma odaları veya kısmen eriyik kayaç kütleleri, çevresine göre nispeten düşük hızlara sahiptirler.[2]
Dünyada elektrik üretimindeki jeotermal sahaların en az %60'ının etkin ya da genç volkanlar ile ilintili olduğu düşünülmektedir. Bunların çoğunun son püskürmesi son 100 bin yıllık süre içinde gerçekleşmiş ve yine çoğunun magma odası hacmi 100 km3 ila 10 bin km3 arasındadır. Daha büyük magma odalarına sahip volkanik alanların, biraz daha yaşlı olanlarında bile önemli bir ısı anomalisinin halen varlığını sürdürdüğü ve buralarda da jeotermal sistemlerin bulunabildiği bilinmektedir.[3]
Magma odalarının dinamiği
Magma, çevreleyen kayadan daha az yoğun olduğu için kabuğun altından ve üstünden gelen çatlaklardan yükselir. Magma yukarı doğru bir yol bulamadığında, bir magma odasına toplanır. Bu odalar genellikle zamanla[4][5] ardışık yatay[6] veya dikey[7] magma enjeksiyonları ile oluşturulur. Yeni magmanın akışı, önceden var olan kristallerin[8] reaksiyona(Tepkime) girmesine ve odadaki basıncın artmasına neden olur. Yerleşik magma soğumaya başlar ve olivin gibi erime noktası yüksek bileşenlerin çözeltiden, özellikle odanın daha soğuk duvarlarının yakınında kristalize olması ve batan daha yoğun bir mineral kümesini (kümülatif kaya) oluşturması ile başlar.[9] Soğuduktan sonra, yeni mineral fazla doyurulur ve kaya tipi değişir (örneğin, fraksiyonel kristalizasyon), tipik olarak (1) gabro, diyorit, tonalit ve granit veya (2) gabro, diyorit, siyenit ve granit oluşturur. Magma uzun bir süre bir haznede kalırsa, daha düşük yoğunluklu bileşenlerin tepeye yükselmesi ve daha yoğun malzemelerin batmasıyla katmanlaşabilir. Kayalar katmanlar halinde birikerek katmanlı bir patlama oluşturur.[10] Sonraki herhangi bir patlama, belirgin şekilde tabakalı tortular oluşturabilir; örneğin, Vezüv Yanardağı'nın MS 79 patlamasından kaynaklanan tortular, daha sonra odanın altından püsküren malzemeden üretilen benzer bir gri süngertaşı tabakası ile örtülmüş magma odasının üst kısmından kalın bir beyaz süngertaşı tabakası içerir. Bölmenin soğutulmasının bir başka etkisi, katılaşan kristallerin, sıvı haldeyken önceden çözünmüş gazı (esas olarak buhar) serbest bırakmasıdır, bu da bölmedeki basıncın muhtemelen bir püskürme üretmeye yetecek kadar yükselmesine neden olur. Ek olarak, daha düşük erime noktası bileşenlerinin uzaklaştırılması, magmayı daha viskoz hale getirme eğiliminde olacaktır (silikatların konsantrasyonunu artırarak). Bu nedenle, bir magma odasının katmanlaşması, odanın tepesine yakın magma içindeki gaz miktarında bir artışa neden olabilir ve ayrıca bu magmayı daha viskoz hale getirerek, potansiyel olarak odanın olacağından daha patlayıcı bir püskürmeye yol açabilir. tabakalaşmaz.
Süper yanardağ patlamaları, kabukta nispeten sığ bir seviyede olağanüstü derecede büyük bir magma odası oluştuğunda mümkündür. Ancak, süper yanardağ üreten tektonik ortamlarda magma üretimi oranı oldukça düşüktür, yaklaşık 0,002 km3 yıl-1'dir, bu nedenle bir süper patlama için yeterli magmanın birikmesi 105 ila 106 yıl sürer. Bu, yüzen silisli magmanın nispeten küçük püskürmelerde neden daha sık yüzeye çıkmadığı sorusunu gündeme getirmektedir. Bölme çatısında ulaşılabilen maksimum aşırı basıncı düşüren bölgesel genişleme ile yüksek etkili viskoziteye sahip sıcak duvarlı büyük bir magma odası kombinasyonu riyolit kanal oluşumunu bastırabilir ve bu tür büyük odaların magma ile dolmasına izin verebilir.[11]
Magma, volkanik bir püskürme ile yüzeye çıkarılmazsa, örneğin granit veya gabrodan oluşan, müdahaleci bir magmatik cisim oluşturmak için derinlikte yavaşça soğuyacak ve kristalleşecektir.
Çoğu zaman, bir yanardağın kilometrelerce aşağısında, zirveye yakın sığ bir oda sağlayan derin bir magma odası olabilir. Magma odalarının konumu sismoloji kullanılarak haritalanabilir: Depremlerden kaynaklanan sismik dalgalar sıvı kayalarda katıya göre daha yavaş hareket eder ve ölçümlerin magma odalarını tanımlayan yavaş hareket bölgelerini belirlemesine olanak tanır.[12]
Bir yanardağ patladığında, çevredeki kaya boşaltma odasına çökecek. Odanın boyutu önemli ölçüde küçülürse, yüzeyde ortaya çıkan çöküntü bir kaldera oluşturabilir.[13]
Ayrıca bakınız
- Mogi Modeli
Kaynakça
- ^ "Magma Odalı Yavaş Yayılan Okyanus Ortası Sırtlarda Isı Modellemesi" (PDF). Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araştırma Merkezi Bülten. 8 Ocak 2013 tarihinde kaynağından (PDF) arşivlendi. Erişim tarihi: 3 Şubat 2017.
- ^ a b "VOLKANİZMA VE JEOFİZİK" (PDF). Doğal Kay. ve Eko. Bülteni. 3 Şubat 2018 tarihinde kaynağından arşivlendi (PDF). Erişim tarihi: 3 Şubat 2017.
- ^ "TÜRKİYE'DEKİ GENÇ VOLKANLAR VE JEOTERMAL KAYNAKLAR" (PDF). X. ULUSAL TESİSAT MÜHENDİSLİĞİ KONGRESİ. 3 Şubat 2018 tarihinde kaynağından arşivlendi (PDF). Erişim tarihi: 3 Şubat 2017.
- ^ 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. 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
- ^ 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: 1021. doi:10.1007/s00410-014-1021-7. S2CID 129584032.
- ^ Emeleus, C. H.; Troll, V. R. (2014-08-01). "The Rum Igneous Centre, Scotland". Mineralogical Magazine. 78 (4): 805–839. doi:10.1180/minmag.2014.078.4.04. ISSN 0026-461X.
- ^ McBirney AR (1996). "The Skaergaard intrusion". In Cawthorn RG (ed.). Layered intrusions. Developments in petrology. 15. pp. 147–180. ISBN 9780080535401.
- ^ Jellinek, A. Mark; DePaolo, Donald J. (1 July 2003). "A model for the origin of large silicic magma chambers: precursors of caldera-forming eruptions". Bulletin of Volcanology. 65 (5): 363–381. doi:10.1007/s00445-003-0277-y. S2CID 44581563.
- ^ Cashman, K. V.; Sparks, R. S. J. (2013). "How volcanoes work: a 25 year perspective". Geological Society of America Bulletin. 125 (5–6): 664. 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. 62 (4): 301–317. doi:10.1007/s004450000099. ISSN 1432-0819.
