✖


Jump to content

Магма

Страница полузащищенная
(Перенаправлено с Магмы )
Чтобы узнать о других значениях, см. Магма (значения) .

Магму можно найти в мантии или расплавленной коре.

Магма (от древнегреческого μάγμα ( mágma ) «густая мазь ») [ 1 ] — это расплавленный или полурасплавленный природный материал, из которого все магматические горные породы . образуются [ 2 ] Магма (иногда в разговорной речи, но ошибочно называемая лавой ) находится под поверхностью Земли , а свидетельства магматизма также были обнаружены на других планетах земной группы и некоторых естественных спутниках . [ 3 ] Помимо расплавленной породы, магма может также содержать взвешенные кристаллы и пузырьки газа . [ 4 ]

Магма образуется в результате плавления мантии или коры в различных тектонических условиях, которые на Земле включают зоны субдукции , континентальные рифтовые зоны , [ 5 ] срединно-океанические хребты и горячие точки . Мантийные и коровые расплавы мигрируют вверх через земную кору, где, как полагают, они хранятся в магматических очагах. [ 6 ] или транскоровые богатые кристаллами зоны месива. [ 7 ] При хранении магмы в земной коре ее состав может изменяться за счет фракционной кристаллизации , загрязнения коровыми расплавами, перемешивания магмы и дегазации. После подъема через земную кору магма может питать вулкан и выдавливаться в виде лавы, или же она может затвердевать под землей, образуя интрузию . [ 8 ] такие как дайка , силл , лакколит , плутон или батолит . [ 9 ]

Хотя изучение магмы основывалось на наблюдении магмы после ее перехода в поток лавы , магма была обнаружена на месте три раза во время проектов геотермального бурения , дважды в Исландии (см. « Использование в производстве энергии ») и один раз на Гавайях. [ 10 ] [ 11 ] [ 12 ] [ 13 ]

Физические и химические свойства

Магма состоит из жидкой породы, обычно содержащей взвешенные твердые кристаллы. [ 14 ] Когда магма приближается к поверхности и давление горных пород падает, растворенные газы выходят из жидкости, так что магма вблизи поверхности состоит из материалов в твердой, жидкой и газовой фазах . [ 15 ]

Состав

Смотрите также: Магматическая дифференциация

Большая часть магмы богата кремнеземом . [ 8 ] Редкая несиликатная магма может образовываться в результате локального плавления месторождений несиликатных минералов. [ 16 ] или путем разделения магмы на отдельные несмешивающиеся силикатные и несиликатные жидкие фазы. [ 17 ]

Силикатная магма представляет собой расплавленную смесь, в которой преобладают кислород и кремний , наиболее распространенные химические элементы в земной коре, с меньшими количествами алюминия , кальция , магния , железа , натрия и калия , а также незначительными количествами многих других элементов. [ 18 ] Петрологи обычно выражают состав силикатной магмы через весовую или молярную массовую долю оксидов основных элементов (кроме кислорода), присутствующих в магме. [ 19 ]

Поскольку многие свойства магмы (например, ее вязкость и температура) коррелируют с содержанием кремнезема, силикатные магмы делятся на четыре химических типа в зависимости от содержания кремнезема: кислый , промежуточный , основной и ультраосновной . [ 20 ]

Фельзитовые магмы

Кельсистая или кислая магма имеет содержание кремнезема более 63%. К ним относятся риолитовая и дацитовая магмы. При таком высоком содержании кремнезема эти магмы чрезвычайно вязкие: от 10 8 КП (10 5 Па⋅с) для горячей риолитовой магмы при температуре от 1200 ° C (2190 ° F) до 10 11 КП (10 8 Па⋅с) для прохладной риолитовой магмы при температуре 800 ° C (1470 ° F). [ 21 ] Для сравнения, вода имеет вязкость около 1 сП (0,001 Па⋅с). Из-за очень высокой вязкости кислые лавы обычно извергаются взрывчато, образуя пирокластические (фрагментарные) отложения. Однако риолитовые лавы иногда извергаются с образованием лавовых шипов , лавовых куполов или «кули» (которые представляют собой толстые короткие потоки лавы). [ 22 ] Лавы обычно фрагментируются при выдавливании, образуя глыбовые потоки лавы . Они часто содержат обсидиан . [ 23 ]

Фельзитовая лава может извергаться при температуре до 800 ° C (1470 ° F). [ 24 ] Однако необычно горячие (>950 °C; >1740 °F) риолитовые лавы могут течь на расстояния во многие десятки километров, например, на равнине реки Снейк на северо-западе Соединенных Штатов. [ 25 ]

Промежуточные магмы

Промежуточные или андезитовые магмы содержат от 52% до 63% кремнезема, содержат меньше алюминия и обычно несколько богаче магнием и железом , чем кислые магмы. Промежуточные лавы образуют андезитовые купола и глыбовые лавы и могут встречаться на крутых сложных вулканах , например, в Андах . [ 26 ] Они также обычно более горячие: от 850 до 1100 ° C (от 1560 до 2010 ° F)). Из-за более низкого содержания кремнезема и более высоких температур извержения они имеют тенденцию быть гораздо менее вязкими, с типичной вязкостью 3,5 × 10. 6 сП (3500 Па⋅с) при 1200 ° C (2190 ° F). Это немного больше, чем вязкость гладкого арахисового масла . [ 27 ] Промежуточные магмы проявляют большую склонность к образованию вкрапленников . [ 28 ] Более высокое содержание железа и магния имеет тенденцию проявляться в виде более темной основной массы , включая вкрапленники амфибола или пироксена. [ 29 ]

Мафические магмы

Мафические или базальтовые магмы имеют содержание кремнезема от 52% до 45%. Они характеризуются высоким содержанием ферромагнезия и обычно извергаются при температуре от 1100 до 1200 ° C (от 2010 до 2190 ° F). Вязкость может быть относительно низкой, около 10 4 до 10 5 сП (от 10 до 100 Па⋅с), хотя это все же на много порядков выше, чем у воды. Эта вязкость аналогична вязкости кетчупа . [ 30 ] Базальтовые лавы имеют тенденцию образовывать низкопрофильные щитовые вулканы или затопленные базальты , поскольку жидкая лава течет на большие расстояния от жерла. Толщина базальтовой лавы, особенно на невысоком склоне, может быть намного больше, чем толщина движущегося потока лавы в любой момент времени, поскольку базальтовая лава может «раздуваться» за счет подачи лавы под затвердевшую корку. [ 31 ] Большинство базальтовых лав относятся к типам Аа или пахоэхо , а не к глыбовым лавам. Под водой они могут образовывать подушечную лаву , которая очень похожа на лаву пахохо на суше. [ 32 ]

Ультраосновные магмы

Ультраосновные магмы, такие как пикритовый базальт, коматиит и высокомагнезиальные магмы, образующие бонинит , доводят состав и температуру до крайности. Все они имеют содержание кремнезема менее 45%. Коматииты содержат более 18% оксида магния и, как полагают, извергались при температуре 1600 ° C (2910 ° F). При этой температуре практически не происходит полимеризации минеральных соединений, что создает высокоподвижную жидкость. [ 33 ] Считается, что вязкость коматиитовой магмы составляла от 100 до 1000 сП (от 0,1 до 1 Па⋅с), что аналогично вязкости легкого моторного масла. [ 21 ] Большинство ультраосновных лав не моложе протерозоя , при этом несколько ультраосновных магм, известных из фанерозоя в Центральной Америке, относятся к горячему мантийному плюму . Современные коматиитовые лавы не известны, поскольку мантия Земли слишком остыла, чтобы производить магнезиальные магмы. [ 34 ]

Щелочная магма

См. Также: Серия щелочной магмы.

Некоторые кислые магмы имеют повышенное содержание оксидов щелочных металлов (натрия и калия), особенно в регионах континентального рифта , областях, перекрывающих глубоко субдуцированные плиты , или во внутриплитных горячих точках . [ 35 ] Содержание кремнезема в них может варьироваться от ультраосновных ( нефелиниты , базаниты и тефриты ) до кислых ( трахиты ). Они с большей вероятностью образуются на больших глубинах мантии, чем субщелочные магмы. [ 36 ] Оливино -нефелинитовые магмы являются одновременно ультраосновными и высокощелочными и, как полагают, пришли из гораздо более глубоких слоев мантии Земли , чем другие магмы. [ 37 ]

Примеры составов магмы (мас.%) [ 38 ]
Компонент Нефелинит Толеитовый пикрит Толеитовый базальт Андезит Риолит
SiO 2 39.7 46.4 53.8 60.0 73.2
ТиО 2 2.8 2.0 2.0 1.0 0.2
Al2OAl2O3 11.4 8.5 13.9 16.0 14.0
Fe2OFe2O3 5.3 2.5 2.6 1.9 0.6
FeO 8.2 9.8 9.3 6.2 1.7
MnO 0.2 0.2 0.2 0.2 0.0
MgO 12.1 20.8 4.1 3.9 0.4
Высокий 12.8 7.4 7.9 5.9 1.3
NaNa2O O 3.8 1.6 3.0 3.9 3.9
К 2 О 1.2 0.3 1.5 0.9 4.1
P2OP2O5 0.9 0.2 0.4 0.2 0.0

Толеитовая базальтовая магма

  SiO 2 (53,8%)
  Al2O3 ( ) 13,9 %
  FeO (9,3%)
  СаО (7,9%)
  MgO (4,1%)
  Na2O ( 3,0 %)
  Fe 2 O 3 (2,6%)
  ТиО 2 (2,0%)
  К 2 О (1,5%)
  P2O5 0,4 ( % )
  MnO (0,2%)

Риолитовая магма

  SiO 2 (73,2%)
  Al2O3 ( ) 14 %
  FeO (1,7%)
  СаО (1,3%)
  MgO (0,4%)
  Na2O ( 3,9 %)
  Fe 2 O 3 (0,6%)
  ТиО 2 (0,2%)
  К 2 О (4,1%)
  P2O5 0, ( ) %
  MnO (0,%)

Несиликатные магмы

На поверхность Земли излилось несколько лав необычного состава. К ним относятся:

  • Карбонатитовые и натрокарбонатитовые лавы известны из вулкана Ол Дойньо Ленгаи в Танзании , который является единственным примером действующего карбонатитового вулкана. [ 39 ] Карбонатиты в геологической летописи обычно на 75% состоят из карбонатных минералов с меньшим количеством недонасыщенных кремнеземом силикатных минералов (таких как слюда и оливин), апатита , магнетита и пирохлора . Это может не отражать первоначальный состав лавы, которая могла включать карбонат натрия , который впоследствии был удален в результате гидротермальной деятельности, хотя лабораторные эксперименты показывают, что магма, богатая кальцитом, возможна. Карбонатитовые лавы демонстрируют стабильные соотношения изотопов , что указывает на то, что они произошли от высокощелочных кислых лав, с которыми они всегда связаны, вероятно, путем разделения несмешивающейся фазы. [ 40 ] Натрокарбонатитовые лавы Ол Дойньо Ленгаи состоят в основном из карбоната натрия, примерно вдвое меньше карбоната кальция и вдвое больше карбоната калия, а также незначительных количеств галогенидов, фторидов и сульфатов. Лава чрезвычайно жидкая, ее вязкость лишь немного превышает вязкость воды, и она очень холодная, ее измеренная температура составляет от 491 до 544 ° C (от 916 до 1011 ° F). [ 41 ]
  • Считается, что магма оксида железа является источником железной руды в Кируне , Швеция , которая образовалась в протерозое . [ 17 ] Лавы оксида железа плиоценового возраста встречаются в вулканическом комплексе Эль-Лако на границе Чили и Аргентины. [ 16 ] Считается, что железооксидные лавы являются результатом несмешивающегося отделения железооксидной магмы от исходной магмы известково-щелочного или щелочного состава. [ 17 ] Во время извержения температура расплавленной магмы оксида железа составляет от 700 до 800 ° C (от 1292 до 1472 ° F). [ 42 ]
  • Потоки серной лавы длиной до 250 метров (820 футов) и шириной 10 метров (33 фута) происходят на вулкане Ластаррия в Чили. Они образовались в результате плавления отложений серы при температуре всего 113 ° C (235 ° F). [ 16 ]

Магматические газы

Основная статья: Вулканический газ

Концентрации различных газов могут значительно различаться. Водяной пар обычно является наиболее распространенным магматическим газом, за ним следует углекислый газ. [ 43 ] и диоксид серы . Другие основные магматические газы включают сероводород , хлористый водород и фторид водорода . [ 44 ]

Растворимость магматических газов в магме зависит от давления, состава магмы и температуры. Магма, выбрасываемая в виде лавы, чрезвычайно сухая, но магма на глубине и под большим давлением может содержать содержание растворенной воды, превышающее 10%. Вода несколько менее растворима в магме с низким содержанием кремнезема, чем в магме с высоким содержанием кремния, так что при 1100 ° C и давлении 0,5 ГПа базальтовая магма может растворить 8%. H 2 O, тогда как гранитно-пегматитовая магма может растворять 11% Н 2 О. ​ [ 45 ] Однако в типичных условиях магма не обязательно насыщена.

Концентрация воды в магмах (мас. %) [ 46 ]
Состав магмы H 2 O Концентрация
вес.%
МОРБ ( толеиты ) 0.1 – 0.2
Островной толеит 0.3 – 0.6
Щелочные базальты 0.8 – 1.5
Базальты вулканической дуги 2–4
Базаниты и нефелиниты 1.5–2
Андезиты и дациты островных дуг 1–3
Андезиты и дациты континентальной окраины 2–5
Риолиты до 7

Углекислый газ гораздо менее растворим в магме, чем вода, и часто разделяется на отдельную жидкую фазу даже на большой глубине. Это объясняет наличие флюидных включений углекислого газа в кристаллах, образовавшихся в магме на большой глубине. [ 46 ]

Реология

График, показывающий логарифмическое изменение вязкости магмы (η) в зависимости от содержания кремнезема для трех температур.

Вязкость является ключевым свойством расплава для понимания поведения магмы. В то время как температура в обычных силикатных лавах колеблется от примерно 800 ° C (1470 ° F) для кислых лав до 1200 ° C (2190 ° F) для основных лав, [ 24 ] вязкость одних и тех же лав колеблется более семи порядков, от 10 4 сП (10 Па⋅с) для основной лавы до 10 11 КП (10 8 Па⋅с) для кислых магм. [ 24 ] Вязкость в основном определяется составом, но также зависит от температуры. [ 21 ] Тенденция кислой лавы быть холоднее основной лавы увеличивает разницу в вязкости.

Ион кремния небольшой и сильно заряженный, поэтому он имеет сильную тенденцию координироваться с четырьмя ионами кислорода, которые образуют тетраэдрическое расположение вокруг гораздо меньшего иона кремния. Это называется кремнеземным тетраэдром . В магме с низким содержанием кремния эти кремнеземные тетраэдры изолированы, но по мере увеличения содержания кремния кремнеземные тетраэдры начинают частично полимеризоваться, образуя цепочки, листы и комки кремнеземных тетраэдров, связанных мостиковыми ионами кислорода. Они значительно увеличивают вязкость магмы. [ 47 ]

  • Одиночный кремниевый тетраэдр
    Одиночный кремниевый тетраэдр
  • Два кремнеземных тетраэдра, соединенных мостиковым ионом кислорода (розового цвета)
    Два кремнеземных тетраэдра, соединенных мостиковым ионом кислорода (розового цвета)

Склонность к полимеризации выражается как NBO/T, где NBO — количество немостиковых ионов кислорода, а T — количество ионов, образующих сетку. Кремний является основным ионом, образующим сетку, но в магмах с высоким содержанием натрия алюминий также действует как сеткообразователь, а трехвалентное железо может действовать как сеткообразователь, когда другие сеткообразователи отсутствуют. Большинство других ионов металлов уменьшают склонность к полимеризации и называются модификаторами сетки. В гипотетической магме, образовавшейся полностью из расплавленного кремнезема, NBO/T будет равняться 0, тогда как в гипотетической магме с таким низким содержанием сетеобразователей, что полимеризация не происходит, NBO/T будет равняться 4. Ни один из этих крайностей не является обычным в природе, но базальтовые магмы обычно имеют NBO/T от 0,6 до 0,9, андезитовые магмы имеют NBO/T от 0,3 до 0,5, а риолитовые магмы имеют NBO/T от 0,02 до 0,2. Вода действует как модификатор сетки, а растворенная вода резко снижает вязкость расплава. Углекислый газ нейтрализует модификаторы сетки, поэтому растворенный углекислый газ увеличивает вязкость. Расплавы с более высокой температурой менее вязкие, поскольку для разрыва связей между кислородом и сеткообразователями доступно больше тепловой энергии. [ 15 ]

Большинство магм содержат твердые кристаллы различных минералов, фрагменты экзотических пород, известных как ксенолиты , и фрагменты ранее затвердевшей магмы. Кристаллическое содержание большинства магм придает им тиксотропные свойства и свойства разжижения при сдвиге . [ 48 ] Другими словами, большинство магм не ведут себя как ньютоновские жидкости, в которых скорость течения пропорциональна напряжению сдвига . Вместо этого типичная магма представляет собой жидкость Бингама , которая проявляет значительное сопротивление течению до тех пор, пока не будет преодолен порог напряжения, называемый пределом текучести. [ 49 ] Это приводит к пробковому потоку частично кристаллической магмы. Знакомый пример пробкового течения — зубная паста, выдавленная из тюбика. Зубная паста выходит в виде полутвердой пробки, поскольку сдвиг концентрируется в тонком слое пасты рядом с тюбиком, и только здесь паста ведет себя как жидкость. Тиксотропное поведение также препятствует осаждению кристаллов из магмы. [ 50 ] Как только содержание кристаллов достигает примерно 60%, магма перестает вести себя как жидкость и начинает вести себя как твердое тело. Такую смесь кристаллов с расплавленной породой иногда называют кристаллической кашей . [ 51 ]

Магма, как правило, также является вязкоупругой , то есть она течет как жидкость при низких напряжениях, но как только приложенное напряжение превышает критическое значение, расплав не может достаточно быстро рассеять напряжение только за счет релаксации, что приводит к переходному распространению трещин. Как только напряжения падают ниже критического порога, расплав снова вязко расслабляется и залечивает трещину. [ 52 ]

Температура

Температура расплавленной лавы, представляющей собой выдавленную на поверхность магму, почти всегда находится в диапазоне от 700 до 1400 °C (от 1300 до 2600 °F), но очень редкие карбонатитовые магмы могут достигать температуры 490 °C (910 °F). , [ 53 ] а коматиитовая магма могла иметь температуру до 1600 ° C (2900 ° F). [ 54 ] Магму время от времени обнаруживали во время бурения на геотермальных месторождениях, в том числе при бурении на Гавайях, в ходе которого было пробито дацитовое магматическое тело на глубине 2488 м (8163 фута). Температура этой магмы оценивалась в 1050 ° C (1920 ° F). Температуру более глубоких магм необходимо определять на основе теоретических расчетов и геотермического градиента. [ 13 ]

Большинство магм содержат твердые кристаллы, взвешенные в жидкой фазе. Это указывает на то, что температура магмы находится между солидусом , который определяется как температура, при которой магма полностью затвердевает, и ликвидусом , определяемым как температура, при которой магма полностью жидкая. [ 14 ] Расчеты температур солидуса на вероятных глубинах позволяют предположить, что магма, образующаяся под областями рифтинга, начинается при температуре примерно от 1300 до 1500 ° C (от 2400 до 2700 ° F). Магма, образующаяся из мантийных шлейфов, может иметь температуру до 1600 ° C (2900 ° F). Температура магмы, образующейся в зонах субдукции, где водяной пар снижает температуру плавления, может достигать 1060 °C (1940 °F). [ 55 ]

Плотность

Плотность магмы в основном зависит от состава, наиболее важным параметром является содержание железа. [ 56 ]

Тип Плотность (кг/м 3 )
Базальтовая магма 2650–2800
Андезитовая магма 2450–2500
Риолитовая магма 2180–2250

Магма слегка расширяется при более низком давлении или более высокой температуре. [ 56 ] Когда магма приближается к поверхности, из жидкости начинают пузыриться растворенные в ней газы. Эти пузырьки значительно снизили плотность магмы на глубине и, в первую очередь, помогли вытеснить ее к поверхности. [ 57 ]

Происхождение

Температура внутри Земли описывается геотермическим градиентом , который представляет собой скорость изменения температуры с глубиной. Геотермический градиент устанавливается балансом между нагревом за счет радиоактивного распада в недрах Земли и потерями тепла с поверхности Земли. Геотермический градиент составляет в среднем около 25 °C/км в верхней коре Земли, но он широко варьируется в зависимости от региона: от низкого уровня 5–10 °C/км в океанических желобах и зонах субдукции до 30–80 °C/км в средней части земной коры . -океанические хребты или вблизи мантийных плюмов . [ 58 ] С глубиной градиент становится менее крутым, падая до 0,25–0,3 °C/км в мантии, где медленная конвекция эффективно переносит тепло. Средний геотермический градиент обычно недостаточно крут, чтобы довести горные породы до точки плавления где-либо в земной коре или верхней мантии, поэтому магма образуется только там, где геотермический градиент необычно крут или температура плавления породы необычно низкая. Однако подъем магмы к поверхности в таких условиях является важнейшим процессом транспортировки тепла через земную кору. [ 59 ]

Камни могут плавиться в ответ на снижение давления, [ 60 ] к изменению состава (например, добавлению воды), [ 61 ] к повышению температуры, [ 62 ] или к комбинации этих процессов. [ 63 ] Другие механизмы, такие как плавление от удара метеорита , сегодня менее важны, но удары во время аккреции Земли привели к обширному таянию, и внешние несколько сотен километров ранней Земли, вероятно, были океаном магмы . [ 64 ] Удары крупных метеоритов за последние несколько сотен миллионов лет были предложены как один из механизмов, ответственных за обширный базальтовый магматизм в нескольких крупных магматических провинциях. [ 65 ]

Декомпрессия

Декомпрессионное плавление происходит из-за снижения давления. [ 66 ] Это наиболее важный механизм производства магмы из верхней мантии. [ 67 ]

Температуры солидуса большинства горных пород (температуры, ниже которых они полностью твердые) увеличиваются с увеличением давления в отсутствие воды. Перидотит на глубине мантии Земли может быть более горячим, чем температура его солидуса на каком-то более мелком уровне. Если такая порода поднимется во время конвекции твердой мантии, она немного охладится по мере адиабатического расширения , но охлаждение составит всего около 0,3 °C на километр. Экспериментальные исследования соответствующих образцов перидотита показывают, что температура солидуса увеличивается на 3–4 °C на километр. Если камень поднимется достаточно высоко, он начнет таять. Капли расплава могут объединяться в большие объемы и проникать вверх. Этот процесс плавления в результате движения твердой мантии вверх имеет решающее значение в эволюции Земли. [ 63 ]

Декомпрессионное плавление создает океаническую кору на срединно-океанических хребтах , что делает ее, безусловно, самым важным источником магмы на Земле. [ 67 ] Это также вызывает вулканизм во внутриплитных регионах, таких как Европа, Африка и дно Тихого океана. Внутриплитный вулканизм объясняется подъемом мантийных плюмов или внутриплитным расширением, при этом важность каждого механизма является предметом продолжающихся исследований. [ 68 ]

Воздействие воды и углекислого газа

Изменение состава породы, наиболее ответственное за образование магмы, связано с добавлением воды. Вода понижает температуру солидуса горных пород при данном давлении. Например, на глубине около 100 километров перидотит начинает плавиться при температуре около 800 °С в присутствии избытка воды и около 1500 °С в отсутствие воды. [ 69 ] Вода вытесняется из океанической литосферы в зонах субдукции и вызывает таяние вышележащей мантии. Водные магмы состава базальта или андезита образуются прямо или косвенно в результате обезвоживания в процессе субдукции. Такая магма и производные от нее образуют островные дуги, подобные тем, что находятся в Тихоокеанском огненном кольце . [ 70 ] Эти магмы образуют породы известково-щелочного ряда, важную часть континентальной коры . [ 71 ] Обладая низкой плотностью и вязкостью, водная магма обладает высокой плавучестью и будет двигаться вверх по мантии Земли. [ 72 ]

Добавление углекислого газа является относительно гораздо менее важной причиной образования магмы, чем добавление воды, но генезис некоторых магм, недонасыщенных кремнеземом, объясняется доминированием углекислого газа над водой в их мантийных источниках. Эксперименты показывают, что в присутствии углекислого газа температура солидуса перидотита снижается примерно на 200 ° C в узком интервале давлений при давлениях, соответствующих глубине около 70 км. На больших глубинах углекислый газ может оказывать больший эффект: на глубинах примерно до 200 км температуры начального плавления состава карбонатированного перидотита оказались на 450–600 °C ниже, чем для того же состава без углекислого газа. [ 73 ] Магмы таких типов пород, как нефелинит , карбонатит и кимберлит, относятся к числу тех, которые могут образовываться после притока углекислого газа в мантию на глубинах более 70 км. [ 74 ] [ 75 ]

Повышение температуры

Повышение температуры является наиболее типичным механизмом образования магмы в континентальной коре. Такое повышение температуры может произойти из-за проникновения магмы вверх из мантии. Температуры также могут превышать солидус породы в континентальной коре, утолщенной в результате сжатия на границе плиты . [ 76 ] Граница плит между Индийской и Азиатской континентальными массами представляет собой хорошо изученный пример, поскольку Тибетское нагорье к северу от границы имеет кору толщиной около 80 километров, что примерно в два раза превышает толщину нормальной континентальной коры. Исследования удельного электрического сопротивления, полученные на основе магнитотеллурических данных , обнаружили слой, который, по-видимому, содержит силикатный расплав и простирается как минимум на 1000 километров в средней коре вдоль южной окраины Тибетского нагорья. [ 77 ] Гранит и риолит — это типы магматических пород, которые обычно интерпретируются как продукты плавления континентальной коры из-за повышения температуры. Повышение температуры также может способствовать плавлению литосферы, утянутой в зону субдукции. [ нужна ссылка ]

Процесс плавления

Фазовая диаграмма системы диопсид-анортит

Когда горные породы плавятся, они делают это в определенном диапазоне температур, поскольку большинство горных пород состоят из нескольких минералов , которые имеют разные температуры плавления. Температура появления первого расплава (солидуса) ниже температуры плавления любого из чистых минералов. Это похоже на понижение температуры плавления льда при его смешивании с солью. Первый расплав называется эвтектикой и имеет состав, зависящий от сочетания присутствующих минералов. [ 78 ]

Например, смесь анортита и диопсида , двух преобладающих минералов в базальте , начинает плавиться примерно при 1274°C. Это значительно ниже температуры плавления 1392 °C для чистого диопсида и 1553 °C для чистого анортита. Полученный расплав содержит около 43 мас.% анортита. [ 79 ] Поскольку к породе добавляется дополнительное тепло, температура остается на уровне 1274 ° C до тех пор, пока анортит или диопсид полностью не расплавятся. Затем температура повышается, поскольку оставшийся минерал продолжает плавиться, что приводит к смещению состава расплава от эвтектики. Например, если содержание анортита превышает 43%, весь запас диопсида расплавится при 1274 °С вместе с достаточным количеством анортита, чтобы поддерживать расплав на эвтектическом составе. Дальнейший нагрев приводит к медленному повышению температуры, поскольку оставшийся анортит постепенно плавится, и расплав становится все более обогащенным анортитовой жидкостью. Если в смеси имеется лишь небольшой избыток анортита, он расплавится до того, как температура поднимется намного выше 1274 °C. Если смесь почти полностью состоит из анортита, температура достигнет почти точки плавления чистого анортита, прежде чем весь анортит расплавится. Если содержание анортита в смеси менее 43%, то при эвтектической температуре плавится весь анортит вместе с частью диопсида, а оставшийся диопсид затем постепенно плавится по мере дальнейшего повышения температуры. [ 78 ]

Из-за эвтектического плавления состав расплава может сильно отличаться от состава исходной породы. Например, смесь 10% анортита с диопсидом может частично плавиться примерно на 23%, прежде чем расплав отклонится от эвтектики, состав которой составляет около 43% анортита. Этот эффект частичного плавления отражается на составе различных магм. Низкая степень частичного плавления верхней мантии (от 2% до 4%) может привести к образованию сильнощелочных магм, таких как мелилититы , тогда как более высокая степень частичного плавления (от 8% до 11%) может привести к образованию щелочного оливинового базальта. [ 80 ] Океаническая магма, вероятно, возникает в результате частичного плавления от 3% до 15% исходной породы. [ 81 ] Некоторые известково-щелочные гранитоиды могут образовываться путем высокой степени частичного плавления, от 15% до 30%. [ 82 ] Высокомагниевые магмы, такие как коматиит и пикрит , также могут быть продуктами высокой степени частичного плавления мантийных пород. [ 83 ]

Некоторые химические элементы, называемые несовместимыми элементами , имеют комбинацию ионного радиуса и ионного заряда , отличную от таковой у более распространенных элементов в материнской породе. Ионы этих элементов довольно плохо вписываются в структуру минералов, слагающих материнскую породу, и легко покидают твердые минералы, концентрируясь в расплавах, образующихся при низкой степени частичного плавления. Несовместимые элементы обычно включают калий , барий , цезий и рубидий , которые имеют большие размеры и слабо заряжены (крупноионные литофильные элементы, или LILE), а также элементы, ионы которых несут высокий заряд (элементы с высокой напряженностью поля, или HSFE), которые включают такие элементы, как цирконий , ниобий , гафний , тантал , редкоземельные элементы и актиниды . Калий может настолько обогатиться в расплаве, полученном в результате очень низкой степени частичного плавления, что, когда магма впоследствии охлаждается и затвердевает, она образует необычные калиевые породы, такие как лампрофир , лампроит или кимберлит. . [ 84 ]

Когда расплавляется достаточное количество породы, маленькие шарики расплава (обычно находящиеся между минеральными зернами) соединяются и смягчают породу. Под давлением внутри земли даже доли процента частичного плавления может быть достаточно, чтобы расплав был выдавлен из его источника. [ 85 ] Расплав быстро отделяется от материнской породы, как только степень частичного плавления превышает 30%. Однако обычно до исчерпания запаса тепла расплавляется гораздо менее 30% магмоматеринской породы. [ 86 ]

Пегматит может образовываться при низкой степени частичного плавления коры. [ 87 ] Некоторые гранитного магмы состава представляют собой эвтектические (или котектические) расплавы и могут образовываться в результате частичного плавления коры от низкой до высокой степени, а также в результате фракционной кристаллизации . [ 88 ]

Эволюция магмы

Схематические диаграммы, показывающие принципы фракционной кристаллизации в магме. При охлаждении состав магмы меняется, поскольку из расплава кристаллизуются различные минералы. 1 : оливин кристаллизуется; 2 оливин и пироксен : кристаллизуются ; 3 пироксен и плагиоклаз : кристаллизуются ; 4 : плагиоклаз кристаллизуется. На дне резервуара магмы образуется кумулятивная порода .
Основная статья: Магматическая дифференциация

Большинство магм полностью расплавляются лишь на протяжении небольшой части своей истории. Чаще всего они представляют собой смесь расплава и кристаллов, а иногда и пузырьков газа. [ 15 ] Расплав, кристаллы и пузыри обычно имеют разную плотность и поэтому могут разделяться по мере развития магмы. [ 89 ]

По мере остывания магмы минералы обычно кристаллизуются из расплава при разных температурах. Это напоминает первоначальный процесс плавления наоборот. Однако, поскольку расплав обычно отделяется от исходной материнской породы и перемещается на меньшую глубину, обратный процесс кристаллизации не совсем идентичен. Например, если бы расплав содержал по 50% диопсида и анортита, то анортит начал бы кристаллизоваться из расплава при температуре несколько выше эвтектической температуры 1274 °С. Это смещает оставшийся расплав в сторону эвтектического состава, содержащего 43% диопсида. Эвтектика достигается при 1274 °C, температуре, при которой диопсид и анортит начинают кристаллизоваться вместе. Если бы в расплаве было 90% диопсида, диопсид начал бы кристаллизоваться первым, пока не была бы достигнута эвтектика. [ 90 ]

Если бы кристаллы оставались во взвешенном состоянии в расплаве, процесс кристаллизации не изменил бы общий состав расплава плюс твердые минералы. Эта ситуация описывается как равновесная кристаллизация . Однако в серии экспериментов, кульминацией которых стала его статья 1915 года « Кристаллизация-дифференциация в силикатных жидкостях» , [ 91 ] Норман Л. Боуэн продемонстрировал, что кристаллы оливина и диопсида, кристаллизовавшиеся из остывающего расплава форстерита , диопсида и кремнезема, будут погружаться в расплав в геологически значимых временных масштабах. Впоследствии геологи обнаружили значительные полевые свидетельства такой фракционной кристаллизации . [ 89 ]

Когда кристаллы отделяются от магмы, остаточная магма будет отличаться по составу от исходной магмы. Например, магма габброового состава может дать остаточный расплав гранитного состава, если от магмы отделить ранее образовавшиеся кристаллы. [ 92 ] Габбро может иметь температуру жидкости около 1200 °C. [ 93 ] а производный расплав гранитного состава может иметь температуру ликвидуса всего около 700 °C. [ 94 ] Несовместимые элементы концентрируются в последних остатках магмы во время фракционной кристаллизации и в первых расплавах, образующихся во время частичного плавления: любой процесс может образовать магму, которая кристаллизуется в пегматит , тип породы, обычно обогащенный несовместимыми элементами. Ряд реакций Боуэна важен для понимания идеализированной последовательности фракционной кристаллизации магмы. [ 89 ]

Состав магмы может определяться другими процессами, помимо частичного плавления и фракционной кристаллизации. Например, магмы обычно взаимодействуют с камнями, в которые они проникают, как плавя эти камни, так и вступая в реакцию с ними. Ассимиляция у свода магматического очага и фракционная кристаллизация у его основания могут происходить даже одновременно. Магмы разного состава могут смешиваться друг с другом. В редких случаях расплавы могут разделиться на два несмешивающихся расплава контрастного состава. [ 95 ]

Первичные магмы

Когда горная порода плавится, жидкость представляет собой первичную магму . Первичные магмы не подверглись никакой дифференциации и представляют собой исходный состав магмы. [ 96 ] На практике однозначно выделить первичные магмы сложно. [ 97 ] хотя было высказано предположение, что бонинит представляет собой разновидность андезита, кристаллизованного из первичной магмы. [ 98 ] Великая Дайка Зимбабве . также интерпретируется как горная порода, кристаллизованная из первичной магмы [ 99 ] Интерпретация лейкосом мигматитов кумулатную как первичных магм противоречит данным по цирконам, которые позволяют предположить, что лейкосомы представляют собой остаток ( породу ), оставшийся в результате извлечения первичной магмы. [ 100 ]

Родительская магма

Когда невозможно определить примитивный или первичный состав магмы, часто полезно попытаться идентифицировать родительскую магму. [ 97 ] Родительская магма — это состав магмы, из которого наблюдаемый диапазон химического состава магмы образовался в результате процессов магматической дифференциации . Это не обязательно должно быть примитивное плавление. [ 101 ]

Например, предполагается, что ряд базальтовых потоков связан друг с другом. Состав, из которого они могли бы быть получены путем фракционной кристаллизации, называется исходной магмой . Модели фракционной кристаллизации будут созданы для проверки гипотезы о том, что они имеют общую родительскую магму. [ 102 ]

Миграция и консолидация

Магма развивается внутри мантии или коры , где условия температуры и давления благоприятствуют расплавленному состоянию. После своего образования магма плавучесть поднимается к поверхности Земли из-за ее более низкой плотности, чем материнская порода. [ 103 ] По мере миграции через земную кору магма может собираться и удерживаться в магматических очагах (хотя недавние работы предполагают, что магма может храниться в транскоровых богатых кристаллами зонах месива, а не в преимущественно жидких магматических очагах). [ 7 ] ). Магма может оставаться в камере до тех пор, пока она не остынет и не кристаллизуется с образованием интрузивной породы , не извергнется как вулкан или не переместится в другую магматическую камеру. [ нужна ссылка ]

Плутонизм

Когда магма остывает, она начинает образовывать твердые минеральные фазы. Некоторые из них оседают на дне магматического очага, образуя кумуляты , которые могут образовывать слоистые интрузии основного состава . Магма, которая медленно остывает внутри магматического очага, обычно в конечном итоге образует тела плутонических пород, таких как габбро , диорит и гранит , в зависимости от состава магмы. Альтернативно, если магма извергается, она образует вулканические породы, такие как базальт , андезит и риолит (экструзионные эквиваленты габбро, диорита и гранита соответственно). [ нужна ссылка ]

Вулканизм

Основная статья: Вулканизм

Магма, выбрасываемая на поверхность во время извержения вулкана, называется лавой . Лава остывает и затвердевает относительно быстро по сравнению с подземными телами магмы. Такое быстрое охлаждение не позволяет кристаллам вырасти в большие размеры, а часть расплава вообще не кристаллизуется, становясь стеклом. Породы, состоящие в основном из вулканического стекла, включают обсидиан , шлак и пемзу .

До и во время извержений вулканов летучие вещества , такие как CO 2 и H 2 O, частично покидают расплав в результате процесса, известного как растворение . Магма с низким содержанием воды становится все более вязкой . Если массивное распад происходит, когда магма поднимается вверх во время извержения вулкана, возникающее в результате извержение обычно носит взрывной характер. [ 104 ]

Использование в производстве энергии

Проект глубокого бурения в Исландии , буривший несколько скважин глубиной 5000 м в попытке использовать тепло вулканической породы под поверхностью Исландии, в 2009 году обнаружил очаг магмы на высоте 2100 м. Потому что это был всего лишь третий случай в зарегистрированной истории. Когда магма была достигнута, IDDP решил инвестировать в дыру, назвав ее IDDP-1. [ 105 ]

В скважине был сооружен сцементированный стальной корпус с перфорацией на дне вблизи магмы. Высокие температуры и давление пара магмы были использованы для выработки 36 МВт электроэнергии, что сделало IDDP-1 первой в мире геотермальной системой, обогащенной магмой. [ 105 ]

Ссылки

  1. ^ «магма» . Словарь Merriam-Webster.com . Мерриам-Вебстер . Проверено 28 октября 2018 г.
  2. ^ Боуэн, Норман Л. (1947). «Магмы». Бюллетень Геологического общества Америки . 58 (4): 263. doi : 10.1130/0016-7606(1947)58[263:M]2.0.CO;2 . ISSN   0016-7606 .
  3. ^ Грили, Рональд; Шнайд, Байрон Д. (15 ноября 1991 г.). «Генерация магмы на Марсе: количества, темпы и сравнение с Землей, Луной и Венерой». Наука . 254 (5034): 996–98. Бибкод : 1991Sci...254..996G . дои : 10.1126/science.254.5034.996 . ISSN   0036-8075 . ПМИД   17731523 . S2CID   206574665 .
  4. ^ Спера, Фрэнк Дж. (2000). «Физические свойства магмы». В Сигурдссоне, Харальдуре (ред.). Энциклопедия вулканов . Академическая пресса . стр. 171–90. ISBN  978-0126431407 .
  5. ^ Фулджер, GR (2010). Плиты против плюмов: геологический спор . Уайли-Блэквелл . ISBN  978-1-4051-6148-0 .
  6. ^ Детрик, РС; Буль, П.; Вера, Э.; Муттер, Дж.; Оркатт, Дж.; Мэдсен, Дж.; Брошер, Т. (1987). «Многоканальное сейсмическое изображение корового магматического очага вдоль Восточно-Тихоокеанского поднятия». Природа . 326 (6108): 35–41. Бибкод : 1987Natur.326...35D . дои : 10.1038/326035a0 . ISSN   0028-0836 . S2CID   4311642 .
  7. ^ Jump up to: а б Спаркс, Р. Стивен Дж.; Кэшман, Кэтрин В. (2017). «Динамические магматические системы: значение для прогнозирования вулканической активности». Элементы . 13 (1): 35–40. Бибкод : 2017Элеме..13...35С . дои : 10.2113/gselements.13.1.35 . ISSN   1811-5209 .
  8. ^ Jump up to: а б МАКБИРНИ, АР; НОЙЕС, РМ (1 августа 1979 г.). «Кристаллизация и расслоение интрузии Скергаард» . Журнал петрологии . 20 (3): 487–554. Бибкод : 1979JPet...20..487M . дои : 10.1093/петрология/20.3.487 . ISSN   0022-3530 .
  9. ^ Маршак, Стивен (2016). Основы геологии (5-е изд.). WW Нортон. п. 115. ИСБН  978-0-393-26339-8 .
  10. ↑ Бурение учёных поразило магму: только третий раз в истории , Новости и информация Калифорнийского университета в Дэвисе, 26 июня 2009 г.
  11. ^ Магма впервые обнаружена на месте . Физорг (16 декабря 2008 г.)
  12. ^ Пуна-дацитовая магма в Килауэа: неожиданное бурение в активной магме. Плакаты , заархивированные 6 июня 2011 г. в Wayback Machine , 2008 Eos Trans. АГУ, 89(53), Осеннее собрание.
  13. ^ Jump up to: а б Теплоу, Уильям; Марш, Брюс; Хулен, Джефф; Спилман, Пол; Калейкини, Майк; Фитч, Дэвид; Рикард, Уильям (2009). «Расплавление дацита на геотермальном предприятии Пуна в Уэллфилде, Большой остров Гавайи» (PDF) . GRC-транзакции . 33 : 989–994. Архивировано (PDF) из оригинала 9 октября 2022 г. Проверено 8 февраля 2021 г.
  14. ^ Jump up to: а б Филпоттс, Энтони Р.; Аг, Джей Дж. (2009). Основы магматической и метаморфической петрологии (2-е изд.). Кембридж, Великобритания: Издательство Кембриджского университета. стр. 19–20. ISBN  9780521880060 .
  15. ^ Jump up to: а б с Шминке, Ганс-Ульрих (2003). Вулканизм . Берлин: Шпрингер. стр. 49–50. ISBN  9783540436508 .
  16. ^ Jump up to: а б с Гихон, Р.; Энрикес, Ф.; Наранхо, JA (2011). «Геологические, географические и юридические аспекты сохранения уникальных потоков оксида железа и серы в вулканических комплексах Эль-Лако и Ластаррия, Центральные Анды, Северное Чили» . Геонаследие . 3 (4): 99–315. Бибкод : 2011Geohe...3..299G . дои : 10.1007/s12371-011-0045-x . S2CID   129179725 .
  17. ^ Jump up to: а б с Харлов, Д.Э.; и др. (2002). «Апатит-монацитовые отношения в магнетит-апатитовых рудах Киирунаваара, север Швеции» . Химическая геология . 191 (1–3): 47–72. Бибкод : 2002ЧГео.191...47Н . дои : 10.1016/s0009-2541(02)00148-1 .
  18. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 19, 131.
  19. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 132–133.
  20. ^ Каск, Королевские ВВС; Райт, СП (1987). Вулканические последовательности . Анвин Хайман Инк. с. 528. ИСБН  978-0-04-552022-0 .
  21. ^ Jump up to: а б с Филпоттс и Аг 2009 , с. 23.
  22. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 70–77.
  23. ^ Шминке 2003 , с. 132.
  24. ^ Jump up to: а б с Филпоттс и Аг 2009 , с. 20.
  25. ^ Боннихсен, Б.; Кауфман, Д.Ф. (1987). «Физические характеристики потоков риолитовой лавы в вулканической провинции Снейк-Ривер-Плейн, юго-запад Айдахо». Специальный доклад Геологического общества Америки . Специальные статьи Геологического общества Америки. 212 : 119–145. дои : 10.1130/SPE212-p119 . ISBN  0-8137-2212-8 .
  26. ^ Шминке 2003 , стр. 21–24, 132, 143.
  27. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 23–611.
  28. ^ Такеучи, Синго (5 октября 2011 г.). «Вязкость магмы перед извержением: важный показатель извержения магмы» . Журнал геофизических исследований . 116 (Б10): В10201. Бибкод : 2011JGRB..11610201T . дои : 10.1029/2011JB008243 .
  29. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 1376–377.
  30. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 23–25.
  31. ^ Philpotts & Ague 2009 , с. 53-55, 59-64.
  32. ^ Шминке 2003 , стр. 128–132.
  33. ^ Арндт, Северная Каролина (1994). «Архейские коматииты». В Конди, штат Канзас (ред.). Архейская эволюция земной коры . Амстердам: Эльзевир. п. 19. ISBN  978-0-444-81621-4 .
  34. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 399–400.
  35. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 139–148.
  36. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 606–607.
  37. ^ «Стикинский вулканический пояс: Вулкан-гора» . Каталог канадских вулканов . Архивировано из оригинала 7 марта 2009 г. Проверено 23 ноября 2007 г.
  38. ^ Philpotts & Ague 2009 , с. 145.
  39. ^ Вик Кэмп, Как работают вулканы , Необычные типы лавы. Архивировано 23 октября 2017 г. в Wayback Machine , Государственный университет Сан-Диего , Геология.
  40. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 396–397.
  41. ^ Келлер, Йорг; Крафт, Морис (ноябрь 1990 г.). «Эффузивная натрокарбонатитовая активность Олдоиньо Ленгаи, июнь 1988 г.». Бюллетень вулканологии . 52 (8): 629–645. Бибкод : 1990BVol...52..629K . дои : 10.1007/BF00301213 . S2CID   129106033 .
  42. ^ Йонссон, Э.; Тролль, VR; Хёгдал, К.; Харрис, К.; Вайс, Ф.; Нильссон, КП; Скелтон, А. (2013). «Магматическое происхождение гигантских апатит-железооксидных руд типа Кируна в Центральной Швеции» . Научные отчеты . 3 : 1644. Бибкод : 2013NatSR...3E1644J . дои : 10.1038/srep01644 . ПМЦ   3622134 . ПМИД   23571605 .
  43. ^ Педоне, М.; Аюппа, А.; Джудиче, Г.; Грасса, Ф.; Франкофонте, В.; Бергссон, Б.; Ильинская, Е. (2014). «Измерения гидротермального/вулканического CO2 с помощью перестраиваемого диодного лазера и последствия для глобального бюджета CO2» . Твердая Земля . 5 (2): 1209–1221. Бибкод : 2014SolE....5.1209P . дои : 10.5194/se-5-1209-2014 .
  44. ^ Шминке 2003 , с. 42.
  45. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 244–250.
  46. ^ Jump up to: а б Шминке 2003 , с. 44.
  47. ^ Шминке 2003 , стр. 38–41.
  48. ^ Пинкертон, Х.; Багдасаров, Н. (2004). «Переходные явления в везикулярных потоках лавы на основе лабораторных экспериментов с аналогами материалов». Журнал вулканологии и геотермальных исследований . 132 (2–3): 115–136. Бибкод : 2004JVGR..132..115B . дои : 10.1016/s0377-0273(03)00341-x .
  49. ^ Шминке 2003 , стр. 39–40.
  50. ^ Philpotts & Ague 2009 , с. 40.
  51. ^ Philpotts & Ague 2009 , с. 16.
  52. ^ Уодсворт, Фабиан Б.; Ведьмак, Тейлор; Воссен, Кэрон Э.Дж.; Хесс, Кай-Уве; Анвин, Холли Э.; Шой, Беттина; Кастро, Джонатан М.; Дингуэлл, Дональд Б. (декабрь 2018 г.). «Комбинированный эффузивно-взрывной кислый вулканизм охватывает многофазный переход от вязкого к хрупкому» . Природные коммуникации . 9 (1): 4696. Бибкод : 2018NatCo...9.4696W . дои : 10.1038/s41467-018-07187-w . ISSN   2041-1723 . ПМК   6224499 . ПМИД   30409969 .
  53. ^ Вайдендорфер, Д.; Шмидт, М.В.; Маттссон, Х.Б. (2017). «Общее происхождение карбонатитовых магм» . Геология . 45 (6): 507–510. Бибкод : 2017Geo....45..507W . дои : 10.1130/G38801.1 . hdl : 20.500.11850/190852 .
  54. ^ Герцберг, К.; Азимов, PD; Арндт, Н.; Ню, Ю.; Лешер, СМ; Фиттон, Дж. Г.; Чидл, MJ; Сондерс, AD (2007). «Температуры окружающей мантии и плюмов: ограничения базальтов, пикритов и коматиитов» . Геохимия, геофизика, геосистемы . 8 (2): н/д. Бибкод : 2007GGG.....8.2006H . дои : 10.1029/2006gc001390 . hdl : 20.500.11919/1080 . ISSN   1525-2027 . S2CID   14145886 . Архивировано из оригинала 27 апреля 2019 г. Проверено 7 декабря 2019 г.
  55. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 593–597.
  56. ^ Jump up to: а б usu.edu - Геология 326, «Свойства магмы» , 11 февраля 2005 г.
  57. ^ Шминке 2003 , с. 50.
  58. ^ Ричардс, Массачусетс; Дункан, РА; Куртильо, ВЕ (1989). «Базальты паводка и следы горячих точек: головы и хвосты шлейфов». Наука . 246 (4926): 103–107. Бибкод : 1989Sci...246..103R . дои : 10.1126/science.246.4926.103 . ПМИД   17837768 . S2CID   9147772 .
  59. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 6–13.
  60. ^ Геологическое общество Америки, Плиты, шлейфы и парадигмы , стр. 590 и далее, 2005 г., ISBN   0-8137-2388-4
  61. ^ Азимов, PD; Ленгмюр, Швейцария (2003). «Важность воды для режимов плавления океанической мантии». Природа . 421 (6925): 815–820. Бибкод : 2003Natur.421..815A . дои : 10.1038/nature01429 . ISSN   0028-0836 . ПМИД   12594505 . S2CID   4342843 .
  62. ^ Кэмпбелл, Айдахо (1 декабря 2005 г.). «Крупные магматические провинции и гипотеза мантийного плюма». Элементы . 1 (5): 265–269. Бибкод : 2005Элеме...1..265C . дои : 10.2113/gselements.1.5.265 . ISSN   1811-5209 .
  63. ^ Jump up to: а б Philpotts & Ague 2009 , стр. 591–599.
  64. ^ Тонкс, В. Брайан; Мелош, Х. Джей (25 марта 1993 г.). «Формирование океана магмы в результате гигантских ударов». Журнал геофизических исследований: Планеты . 98 (Е3): 5319–5333. Бибкод : 1993JGR....98.5319T . дои : 10.1029/92JE02726 .
  65. ^ Джонс, Адриан П.; Прайс, Дж. Дэвид; Прайс, Невилл Дж.; ДеКарли, Пол С.; Клегг, Ричард А. (сентябрь 2002 г.). «Ударное таяние и развитие крупных магматических провинций». Письма о Земле и планетологии . 202 (3–4): 551–561. Бибкод : 2002E&PSL.202..551J . дои : 10.1016/S0012-821X(02)00824-5 .
  66. ^ Джефф К. Браун; Си Джей Хоксворт; РКЛ Уилсон (1992). Понимание Земли (2-е изд.). Издательство Кембриджского университета. п. 93. ИСБН  0-521-42740-1 .
  67. ^ Jump up to: а б Филпоттс и Аг 2009 , с. 593.
  68. ^ Хомригхаузен, С.; Гельдмахер, Дж.; Хорнле, К.; Руни, Т. (2021). «Внутриплитный вулканизм». Энциклопедия геологии : 52–59. дои : 10.1016/B978-0-12-409548-9.12498-4 . ISBN  9780081029091 . S2CID   240954389 .
  69. ^ Гроув, TL; Чаттерджи, Н.; Парман, Юго-Запад; Медард, Э. (2006). «Влияние H 2 O на плавление мантийного клина». Письма о Земле и планетологии . 249 (1–2): 74–89. Бибкод : 2006E&PSL.249...74G . дои : 10.1016/j.epsl.2006.06.043 .
  70. ^ Стерн, Роберт Дж. (2002), «Зоны субдукции», Обзоры геофизики , 40 (4): 24–31, Бибкод : 2002RvGeo..40.1012S , doi : 10.1029/2001RG000108 , S2CID   15347100
  71. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 374–380.
  72. ^ Дрюитт, JWE; Уолтер, MJ; Бродхолт, JP; Мьюир, JMR; Лорд, ОТ (2022). «Видросиликатные расплавы и глубокомантийный цикл H2O» . Письма о Земле и планетологии . 581 : 117408. Бибкод : 2022E&PSL.58117408D . дои : 10.1016/j.epsl.2022.117408 . hdl : 1983/5cc45839-38b0-45a2-ba4b-5ff2436ad9a1 . S2CID   246777976 .
  73. ^ Дасгупта, Р.; Хиршманн, ММ (2007). «Влияние переменной концентрации карбонатов на солидус мантийного перидотита». Американский минералог . 92 (2–3): 370–379. Бибкод : 2007AmMin..92..370D . дои : 10.2138/am.2007.2201 . S2CID   95932394 .
  74. ^ Уилли, Питер Дж.; Хуан, Уу-Лян (сентябрь 1975 г.). «Влияние мантийного CO2 на образование карбонатитов и кимберлитов». Природа . 257 (5524): 297–299. Бибкод : 1975Natur.257..297W . дои : 10.1038/257297a0 . S2CID   4267906 .
  75. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 259–261, 394–397.
  76. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 597–599.
  77. ^ Ансуорт, MJ; и др. (2005). «Реология земной коры Гималаев и Южного Тибета, выведенная на основе магнитотеллурических данных». Природа . 438 (7064): 78–81. Бибкод : 2005Природа.438...78У . дои : 10.1038/nature04154 . ПМИД   16267552 . S2CID   4359642 .
  78. ^ Jump up to: а б Philpotts & Ague 2009 , стр. 195–197.
  79. ^ Осборн, EF; Тейт, Д.Б. (1952). «Система диопсид-форстерит-анортит» (PDF) . Являюсь. J. Sci . 250 : 413–433. Архивировано (PDF) из оригинала 9 октября 2022 г. Проверено 9 февраля 2021 г.
  80. ^ Цзоу, Хайбо; Зиндлер, Алан (февраль 1996 г.). «Ограничения на степень динамического частичного плавления и состав источника с использованием коэффициентов концентрации в магме». Geochimica et Cosmochimica Acta . 60 (4): 711–717. Бибкод : 1996GeCoA..60..711Z . дои : 10.1016/0016-7037(95)00434-3 .
  81. ^ Хаазе, Карстен М. (октябрь 1996 г.). «Взаимосвязь между возрастом литосферы и составом океанических магм: ограничения на частичное плавление, мантийные источники и термическую структуру плит». Письма о Земле и планетологии . 144 (1–2): 75–92. Бибкод : 1996E&PSL.144...75H . дои : 10.1016/0012-821X(96)00145-8 .
  82. ^ Фарахат, Исам С.; Заки, Рафат; Хаузенбергер, Кристоф; Сами, Мабрук (ноябрь 2011 г.). «Неопротерозойские известково-щелочные перглиноземистые гранитоиды плутона Делейхимми, Центрально-Восточная пустыня, Египет: последствия для перехода от поздней к постколлизионной тектономагматической эволюции на севере Аравийско-Нубийского щита». Геологический журнал . 46 (6): 544–560. Бибкод : 2011GeolJ..46..544F . дои : 10.1002/gj.1289 . S2CID   128896568 .
  83. ^ Philpotts & Ague 2009 , с. 400.
  84. ^ Альбаред, Фрэнсис (2003). Геохимия: введение . Издательство Кембриджского университета. ISBN  978-0-521-89148-6 .
  85. ^ Фаул, Ульрих Х. (2001). «Удержание и сегрегация таяния под срединно-океаническими хребтами». Природа . 410 (6831): 920–923. Бибкод : 2001Natur.410..920F . дои : 10.1038/35073556 . ISSN   0028-0836 . ПМИД   11309614 . S2CID   4403804 .
  86. ^ Philpotts & Ague 2009 , с. 400, 599.
  87. ^ Баррос, Рената; Менуге, Джулиан Ф. (июль 2016 г.). «Происхождение сподуменовых пегматитов, связанных с ленстерским гранитом в юго-восточной Ирландии». Канадский минералог . 54 (4): 847–862. Бибкод : 2016CaMin..54..847B . дои : 10.3749/canmin.1600027 . hdl : 10197/11562 . S2CID   134105127 .
  88. ^ Харрис, NBW; Ингер, С. (март 1992 г.). «Моделирование микроэлементов гранитов пелитового происхождения». Вклад в минералогию и петрологию . 110 (1): 46–56. Бибкод : 1992CoMP..110...46H . дои : 10.1007/BF00310881 . S2CID   129798034 .
  89. ^ Jump up to: а б с Филпоттс и Аг 2009 , с. 321.
  90. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 200.
  91. ^ Боуэн, Нидерланды (1915). «Кристаллизация-дифференциация в силикатных жидкостях». Американский научный журнал . 4 (230): 175–191. Бибкод : 1915AmJS...39..175B . дои : 10.2475/ajs.s4-39.230.175 .
  92. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 378.
  93. ^ Твой, П.; Тегнер, К.; Лешер, CE (1 октября 2009 г.). «Температура ликвидуса магмы Скергаарда» Американский минералог . 94 (10): 1371–1376. Бибкод : 2009AmMin..94.1371T дои : 10.2138/am.2009.3058 . S2CID   128524162 .
  94. ^ Лют, Уильям К.; Джанс, Ричард Х.; Таттл, О. Франк (15 февраля 1964 г.). «Гранитная система при давлениях от 4 до 10 килобар». Журнал геофизических исследований . 69 (4): 759–773. Бибкод : 1964JGR....69..759L . дои : 10.1029/JZ069i004p00759 .
  95. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 340–345, 347–356.
  96. ^ Джексон, Джулия А., изд. (1997). «Первичная магма». Глоссарий геологии (Четвертое изд.). Александрия, Вирджиния: Американский геологический институт. ISBN  0922152349 .
  97. ^ Jump up to: а б Филпоттс и Аг 2009 , с. 316.
  98. ^ Курода, Н.; Шираки, К.; Урано, Х. (декабрь 1978 г.). «Бонинит как возможная известково-щелочная первичная магма». Вулканологический бюллетень . 41 (4): 563–575. Бибкод : 1978BVol...41..563K . дои : 10.1007/BF02597387 . S2CID   129262580 .
  99. ^ Шенберг, Р.; Нэглер, Т.Ф.; Гнос, Э.; Крамерс, доктор медицинских наук; Камбер, бакалавр наук (сентябрь 2003 г.). «Источник Великой Дайки, Зимбабве, и его тектоническое значение: данные по изотопам Re-Os» (PDF) . Журнал геологии . 111 (5): 565–578. Бибкод : 2003JG....111..565S . дои : 10.1086/376766 . S2CID   129598002 . Архивировано (PDF) из оригинала 9 октября 2022 г.
  100. ^ Моехер, Дэвид П.; Самсон, Скотт Д.; Миллер, Кэлвин Ф. (май 2004 г.). «Точное время и условия пикового метаморфизма таконской гранулитовой фации в Южном Аппалачском орогене, США, с последствиями для поведения циркона во время плавления земной коры». Журнал геологии . 112 (3): 289–304. Бибкод : 2004JG....112..289M . дои : 10.1086/382760 . S2CID   109931682 .
  101. ^ Джексон 1997 , «Родительская магма».
  102. ^ Класон, Дик Т.; Мёрер, Уильям П. (1 мая 2004 г.). «Фракционная кристаллизация водосодержащих базальтовых магм дугового типа и образование амфиболсодержащих габброидных кумулатов». Вклад в минералогию и петрологию . 147 (3): 288–304. Бибкод : 2004CoMP..147..288C . дои : 10.1007/s00410-003-0536-0 . S2CID   129247893 .
  103. ^ Philpotts & Ague 2009 , с. 80.
  104. ^ Эллисон, Челси М.; Роггенсак, Курт; Кларк, Аманда Б. (декабрь 2021 г.). «Сверхвзрывные извержения базальтов, вызванные выделением CO2» . Природные коммуникации . 12 (1): 217. doi : 10.1038/s41467-020-20354-2 . ПМК   7801484 . ПМИД   33431860 .
  105. ^ Jump up to: а б Уилфред Аллан Элдерс, Гудмундур Омар Фридлейфссон и Бьярни Палссон (2014). Журнал «Геотермика», Vol. 49 (январь 2014 г.) . ООО "Эльзевир"
Retrieved from "https://en.wikipedia.org/w/index.php?title=Magma&oldid=1236797400"
Arc.Ask3.Ru: конец переведенного документа.
Arc.Ask3.Ru
Номер скриншота №: efa2bf9b5cfdf38f41dbe7bf43aeb7ec__1721997240
URL1:https://arc.ask3.ru/arc/aa/ef/ec/efa2bf9b5cfdf38f41dbe7bf43aeb7ec.html
Заголовок, (Title) документа по адресу, URL1:
Magma - Wikipedia
Данный printscreen веб страницы (снимок веб страницы, скриншот веб страницы), визуально-программная копия документа расположенного по адресу URL1 и сохраненная в файл, имеет: квалифицированную, усовершенствованную (подтверждены: метки времени, валидность сертификата), открепленную ЭЦП (приложена к данному файлу), что может быть использовано для подтверждения содержания и факта существования документа в этот момент времени. Права на данный скриншот принадлежат администрации Ask3.ru, использование в качестве доказательства только с письменного разрешения правообладателя скриншота. Администрация Ask3.ru не несет ответственности за информацию размещенную на данном скриншоте. Права на прочие зарегистрированные элементы любого права, изображенные на снимках принадлежат их владельцам. Качество перевода предоставляется как есть. Любые претензии, иски не могут быть предъявлены. Если вы не согласны с любым пунктом перечисленным выше, вы не можете использовать данный сайт и информация размещенную на нем (сайте/странице), немедленно покиньте данный сайт. В случае нарушения любого пункта перечисленного выше, штраф 55! (Пятьдесят пять факториал, Денежную единицу (имеющую самостоятельную стоимость) можете выбрать самостоятельно, выплаичвается товарами в течение 7 дней с момента нарушения.)