Для того, чтобы магма достигла поверхности, должны быть выполнены два условия. Во-первых, от источника глубокой магмы до поверхности должен существовать относительно открытый разрыв или проницаемый канал. Магма также нуждается в движущей силе, которая способна транспортировать ее по этим путям в жидком виде. Сила плавучести магмы может открыть трещины в благоприятных тектонических условиях и создать путь к поверхности.
Отсюда следует, что магматическое избыточное давление должно превышать литостатическое давление (давление веса вышележащих пород), чтобы магма могла подняться на поверхность. Магма может достигать поверхности и глубоко укоренившихся, в основном моногенетических вулканических полей и мантийных вулканов.
Когда вектор максимального напряжения сжатия горизонтален, а минимальный - в вертикальном положении, расплав может достичь поверхности только тогда, когда конфигурация временно переключается либо в чистое расширение, либо в период, когда меняются местами максимальные и минимальные векторы напряжения сжатия.
Основную физику подъема магмы контролируют растворяющиеся и расширяющиеся летучие вещества, которые создают плавучесть расплава. Во время плавучести магма поднимается через дамбы и время от времени хранится в мелководных корковых магматических камерах, где может происходить геохимическое развитие. Из неглубоких магматических камер расплав может продолжать свой путь вверх только тогда, когда давление летучей жидкости и плавучая сила превышают прочность на растяжение породы коры.
Такими процессами могут быть:
- кристаллизация магматической камеры под избыточным давлением остаточного расплава летучими веществами.
- концентрация и повышенная плавучесть за счет постепенного падения плотности системы;
- внезапная декомпрессия развивающейся мелководной магматической камеры, вследствие обрушения вулкана или других тектонических событий;
- вторжение в нее новой горячей магмы.
Внезапная передача тепла может создать дополнительную плавучесть, вызывающую извержение расплава. Кроме того, внезапное охлаждение новой магмы может создать быстрое летучее растворение, которое приводит к перезаряду и может генерировать плавучую силу,
Субаэральные потоки лавы
Вулканические извержения обычно ассоциируются с широким спектром извержений лавового потока.
Лавовые потоки также могут преобладать над извержениями вулканов и образовывать протяженные заливные лавовые поля, занимающие площади в тысячи км2. Такие вулканические поля называются крупными магматическими провинциями (КИП) и играют важную роль в глобальном вулканизме Земли.
Эффузии потока лавы и вытекающие из них морфологии потока в основном контролируются физическими свойствами извергающейся магмы, такими как температура, вязкость и летучесть. Большинство из этих физических свойств напрямую связаны с составом расплава, достигающего поверхности.
Наиболее распространенный тип магмы - базальт. Примерно половина общего объема изверженных вулканических пород приходится на базальтовые породы.
Базальтовые потоки лавы характеризуются низкой вязкостью и поэтому обычно образуют широко распространенные листовые потоки.
Крупные магматические провинции, такие как месторождения Кару, Парана - Парагвай, Колумбия или Сибирь, являются экстремальными событиями в геологической истории Земли.
Они напрямую влияют на эволюцию жизни на Земле. Несмотря на общий стиль эффузионных извержений, характерный для таких крупных магматических провинций, появляется все больше доказательств того, что на этих полях также могли происходить фазы магматической взрывной активности, в которых выделялось огромное количество пирокластических пород, как это было документально подтверждено в Южной Африке и Антарктиде. Считается, что скорость экструзии таких заливных лавовых полей огромна, чтобы за очень короткий промежуток времени (тысячи лет) можно было производить десятки кубометров лавовых полей.
Базальтовые лавовые поля имеют характерные для стилей извержений особенности речной поверхности. При низкой скорости извержения образуется пахоэхоэ лава (слабовязкий поток горячей лавы), а при высокой скорости извержения - Аа-лавовый поток.
Пахоэхоэ лава образовывается при низковязком базальтовом вымывании, состоящем из тонких стеклянных листов, лавовых волн. Поля пахоэхоэ лавы богаты лавовыми трубками, где расплав все еще горячий и быстро перемещается под стенкой охлажденной трубы. В этом типе проточных полей лава транспортируется через системы магистральных лавовых труб, и поля постепенно накапливаются, создавая курганы.
Существует два основных типа потоков пахоэхоэ-лавы:
1) S-тип (губчатый) имеет обильные эллипсоидные пузырьки, унаследованные с момента извержения лавы;
2) P-тип (трубчато-везикулярный) пахоэхоэ, который ниже пористости, отражая потери смазанного газа перед его охлаждением. Тумули являются характерной чертой пахоэхоэ-лавовых полей. Магматическое давление постепенно поднимает затвердевающую везикулярную кору проточного поля.
Потоки аа-лавы чаще встречаются в более силикатных выбросах магмы. Однако, аа-лава известна в каждой композиции магмы. Аа-лава течет, как правило, толще, чем паухоэхо.
Поверхность потока блочная и обычно имеет крутые фронты до десятков метров в толщину. Поскольку морфология поверхности аа-лавы более неравномерна по сравнению с потоками пахоэхоэ лавы, потери тепла в потоке обычно выше, поэтому кристаллизация может происходить более интенсивно вниз по склону потока и вдоль него могут образоваться пузырьки очень неравномерной формы.