Kebuk magma atau ruang magma adalah takungan batuan lebur yang besar di bawah permukaan Bumi. Batuan lebur, atau magma di dalam sesebuah kebuk adalah kurang tumpat berbanding dengan batuan-batuan di sekeliling, sekaligus memberikannya daya apungan yang menyebabkan magma untuk bergerak ke atas. Jika ia menemukan jalan ke permukaan, maka hasilnya akan menjadi sebuah letusan gunung berapi. Banyak gunung berapi terletak di atas kebuk-kebuk magma. Kebuk ini sangat susah untuk dikesan jauh di dalam Bumi, maka dengan itu, kesemuanya yang sudah dikenalpasti adalah hampir dengan permukaan, kebiasaannya sekitar 1 km dan 10 km ke bawah.
Dinamik kebuk magma
[sunting | sunting sumber]
Magma naik melalui keretakan-keretakan dari bawah dan seluruh kerak bumi kerana ia adalah kurang tebal daripada batuan di sekitarnya. Apabila magma tidak dapat mencari jalan ke atas, ia bertakung menjadi sebuah kebuk magma. Kebuk ini akan membesar saban waktu[1][2] oleh kemasukan magma secara mendatar[3] atau menegak.[4] Kemasukan magma yang baharu menyebabkan tindak balas hablur yang sudah sedia ada[5] dan peningkatan tekanan di dalam kebuk tersebut.
Magma di dalam kebuk ini mula menyejuk dengan komponen yang tinggi titik leburnya seperti olivin mengalami proses penghabluran, terutamanya pada dinding kebuk yang lebih sejuk, dan membentuk konglomerat mineral yang tenggelam. Setelah menyejuk, fasa-fasa mineral yang baru akan menepu dan jenis batuan turut berubah (contohnya penghabluran fraksional), biasanya membentuk (1) gabro, diorit, tonalit dan granit atau (2) gabbro, diorit, sienit dan granit. Jika magma bertakung di dalam kebuk untuk tempoh yang lama, maka ia boleh menjadi berlapis dengan komponen dengan kepadatan rendah naik ke atas, dan yang lebih padat pula tenggelam. Batuan-batuan terkumpul secara berlapis, membentuk rejahan berlapis.[6] Apa-apa letusan mungkin menghasilkan deposit dengan lapisan yang jelas, misalnya deposit dari letusan Gunung Vesuvius pada tahun 79 TM termasuk lapisan tebal pumis putih dari bahagian atas kebuk magma dilapisi dengan satu lapisan sama yang terdiri dari pumis kelabu dari bahagian bawah kebuk yang dimuntahkan kemudian semasa letusan tersebut.
Satu lagi kesan daripada penyejukan kebuk adalah bahawa pembekuan hablur akan melepaskan gas (terutamanya stim) yang sebelum ini terlarut ketika berada dalam fasa cecair, menyebabkan peningkatan tekanan di dalam kebuk, berkemungkinan cukup untuk menghasilkan sebuah letusan. Selain itu, penyingkiran komponen-komponen takat lebur rendah akan menyebabkan magma menjadi lebih kental (dengan meningkatkan kepekatan silikat). Oleh itu, pelapisan ruang magma boleh menyebabkan peningkatan jumlah gas pada bahagian atas kebuk, dan juga membuatkan magma menjadi lebih likat, berpotensi membawa kepada letusan yang lebih besar.
Jika magma tidak disalurkan ke permukaan dalam sebuah letusan gunung berapi, ia akan perlahan-lahan sejuk dan membeku pada suatu kedalaman untuk membentuk satu badan igneus intrusif, sebagai contoh, terdiri dari granit atau gabro (lihat juga pluton).
Sesetengah gunung berapi juga mempunyai kebuk magma yang terletak beberapa kilometer jauh ke bawah, yang membekalkan magma kepada kebuk yang cetek di atasnya. Lokasi kebuk magma boleh dipetakan melalui ilmu gempa bumi: gelombang seismik dari gempa bumi bergerak lebih perlahan-lahan melalui batuan lebur berbanding yang pejal, membolehkan ukuran untuk menentukan kawasan pergerakan perlahan yang mengenal pasti kehadiran kebuk magma.[7]
Apabila berlakunya letusan gunung berapi, batuan sekitar akan runtuh ke dalam kebuk yang dikosongkan. Jika saiz kebuk ini berkurang secara mendadak, maka lekukan pada permukaan tersebut akan membentuk sebuah kaldera.
Rujukan
[sunting | sunting sumber]- ^ 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?" (PDF). GSA Today. 14 (4/5): 4–11. doi:10.1130/1052-5173(2004)014<0004:APAOMO>2.0.CO;2.CS1 maint: multiple names: authors list (link) Selenggaraan CS1: Nama yang banyak: authors list (link)
- ^ 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 (2014). "Petrological constraints on the recycling of mafic crystal mushes and intrusion of braided sills in the Torres del Paine Mafic Complex (Patagonia)". Journal of Petrology. 55 (5): 917–949. doi:10.1093/petrology/egu011.
- ^ 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.CS1 maint: multiple names: authors list (link) Selenggaraan CS1: Nama yang banyak: authors list (link)
- ^ "Successive episodes of reactive liquid flow through a layered intrusion (Unit 9, Rum Eastern Layered Intrusion, Scotland)". Contrib Mineral Petrol. 167: 1021. 2014. doi:10.1007/s00410-014-1021-7.
- ^ McBirney AR (1996). "The Skaergaard intrusion". Dalam Cawthorn RG (penyunting). Layered intrusions. Developments in petrology. 15. m/s. 147–180. ISBN 9780080535401.
- ^ 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.