Cámara de magma

Una cámara de magma es un gran charco de roca líquida debajo de la superficie de la Tierra. La roca fundida, o magma, en dicha cámara es menos densa que la roca circundante, lo que produce fuerzas de flotación sobre el magma que tienden a impulsarlo hacia arriba. Si el magma encuentra un camino hacia la superficie, el resultado será una erupción volcánica; en consecuencia, muchos volcanes están situados sobre cámaras de magma. Estas cámaras son difíciles de detectar en las profundidades de la Tierra y, por lo tanto, la mayoría de las conocidas están cerca de la superficie, comúnmente entre 1 km y 10 km de profundidad.

Dinámica de las cámaras de magma

El magma asciende a través de grietas desde debajo y a través de la corteza porque es menos denso que la roca circundante. Cuando el magma no puede encontrar un camino hacia arriba, se acumula en una cámara de magma. Estas cámaras suelen construirse con el tiempo, mediante sucesivas inyecciones de magma horizontales o verticales. La entrada de nuevo magma provoca la reacción de los cristales preexistentes y aumenta la presión en la cámara.

El magma residente comienza a enfriarse, y los componentes de mayor punto de fusión, como el olivino, cristalizan en la solución, particularmente cerca de las paredes más frías de la cámara, y forman un conglomerado más denso de minerales que se hunde (roca acumulativa). Al enfriarse, las nuevas fases minerales se saturan y el tipo de roca cambia (por ejemplo, cristalización fraccionada), formando típicamente (1) gabro, diorita, tonalita y granito o (2) gabro, diorita, sienita y granito. Si el magma reside en una cámara durante un período prolongado, entonces puede estratificarse con componentes de menor densidad subiendo a la superficie y materiales más densos hundiéndose. Las rocas se acumulan en capas, formando una intrusión en capas. Cualquier erupción posterior puede producir depósitos claramente estratificados; por ejemplo, los depósitos de la erupción del Monte Vesubio en el año 79 d.C. incluyen una gruesa capa de piedra pómez blanca de la parte superior de la cámara de magma superpuesta con una capa similar de piedra pómez gris producida a partir del material que hizo erupción más tarde desde la parte inferior de la cámara.

Otro efecto del enfriamiento de la cámara es que los cristales solidificados liberarán el gas (principalmente vapor) previamente disuelto cuando estaban líquidos, provocando que la presión en la cámara aumente, posiblemente lo suficiente como para producir una erupción. Además, la eliminación de los componentes de menor punto de fusión tenderá a hacer que el magma sea más viscoso (al aumentar la concentración de silicatos). Por lo tanto, la estratificación de una cámara de magma puede resultar en un aumento en la cantidad de gas dentro del magma cerca de la parte superior de la cámara, y también hacer que este magma sea más viscoso, lo que podría conducir a una erupción más explosiva de lo que sería el caso si la cámara no se estratifique.

Las erupciones de un supervolcán sólo son posibles cuando se forma una cámara de magma extraordinariamente grande a un nivel relativamente poco profundo de la corteza. Sin embargo, la tasa de producción de magma en entornos tectónicos que producen supervolcanes es bastante baja, alrededor de 0,002 km³ año⁻¹, por lo que la acumulación de suficiente magma para una supererupción tarda 10 ⁵ a 10⁶ años. Esto plantea la cuestión de por qué el magma silícico flotante no sale a la superficie con mayor frecuencia en erupciones relativamente pequeñas. La combinación de extensión regional, que reduce la sobrepresión máxima alcanzable en el techo de la cámara, y una gran cámara de magma con paredes cálidas, que tiene una alta viscoelasticidad efectiva, puede suprimir la formación de diques de riolita y permitir que cámaras tan grandes se llenen de magma.

Si el magma no sale a la superficie en una erupción volcánica, se enfriará lentamente y cristalizará en las profundidades para formar un cuerpo ígneo intrusivo, uno, por ejemplo, compuesto de granito o gabro (ver también plutón).

A menudo, un volcán puede tener una cámara de magma profunda a muchos kilómetros de profundidad, lo que abastece una cámara menos profunda cerca de la cumbre. La ubicación de las cámaras de magma se puede mapear mediante sismología: las ondas sísmicas de los terremotos se mueven más lentamente a través de rocas líquidas que sólidas, lo que permite realizar mediciones para identificar las regiones de movimiento lento que identifican las cámaras de magma.

Cuando un volcán entra en erupción, la roca circundante colapsará en la cámara de vaciado. Si se reduce considerablemente el tamaño de la cámara, la depresión resultante en la superficie puede formar una caldera.

Ejemplos

En Islandia, Thrihnukagigur, descubierto en 1974 por el explorador de cuevas Árni B. Stefánsson y abierto al turismo en 2012, es el único volcán del mundo donde los visitantes pueden tomar un ascensor y descender de forma segura a la cámara de magma.