Магма - Magma

Лавовый поток на Гавайях . Лава - экструзионный эквивалент магмы.

Магма (от древнегреческого μάγμα (mágma)  «густая мазь ») - это расплавленный или полурасплавленный природный материал, из которого сформированы все магматические породы . Магма находится под поверхностью Земли , и доказательства магматизма также были обнаружены на других планетах земной группы и некоторых естественных спутниках . Помимо расплавленной породы, магма может также содержать взвешенные кристаллы и пузырьки газа .

Магма образуется в результате плавления мантии или коры в различных тектонических условиях, которые на Земле включают зоны субдукции , континентальные рифтовые зоны , срединно-океанические хребты и горячие точки . Мантийные и коровые расплавы мигрируют вверх через кору, где, как полагают, они хранятся в магматических очагах или межкоровых зонах, богатых кристаллами . При хранении магмы в коре ее состав может изменяться за счет фракционной кристаллизации , загрязнения коровыми расплавами, перемешивания магмы и дегазации. После прохождения через земную кору магма может питать вулкан и вытесняться в виде лавы , или она может затвердеть под землей, образуя вторжение , такое как дамба , порог , лакколит , плутон или батолит .

В то время как изучение магмы основывалось на наблюдении за магмой после ее перехода в поток лавы , магма встречалась на месте три раза во время проектов геотермального бурения , дважды в Исландии (см. Использование в производстве энергии ) и один раз на Гавайях.

Физические и химические свойства

Магма состоит из жидкой породы, которая обычно содержит взвешенные твердые кристаллы. Когда магма приближается к поверхности и давление покрывающих пород падает, растворенные газы вырываются из жидкости, так что магма вблизи поверхности состоит из материалов в твердой, жидкой и газовой фазах.

Состав

Большая часть магмы богата кремнеземом . Редкая несиликатная магма может образовываться в результате локального плавления несиликатных минеральных отложений или разделения магмы на отдельные несмешивающиеся силикатные и несиликатные жидкие фазы.

Силикатные магмы представляют собой расплавленные смеси, в которых преобладают кислород и кремний , самые распространенные химические элементы в земной коре, с меньшими количествами алюминия , кальция , магния , железа , натрия и калия и небольшими количествами многих других элементов. Петрологи обычно выражают состав силикатной магмы через вес или молярную массовую долю оксидов основных элементов (кроме кислорода), присутствующих в магме.

Поскольку многие свойства магмы (такие как вязкость и температура) коррелируют с содержанием кремнезема, силикатные магмы делятся на четыре химических типа в зависимости от содержания кремнезема: кислые , промежуточные , основные и ультраосновные .

Фельзическая магма

В кислых или кремнистых магмах содержание кремнезема превышает 63%. К ним относятся риолитовые и дацитовые магмы. При таком высоком содержании кремнезема эти магмы чрезвычайно вязкие: от 10 8 сП для горячей риолитовой магмы при 1200 ° C (2190 ° F) до 10 11 сП для холодной риолитовой магмы при 800 ° C (1470 ° F). Для сравнения, вода имеет вязкость около 1 сП. Из-за этой очень высокой вязкости фельзитовые лавы обычно извергаются взрывом с образованием пирокластических (фрагментарных) отложений. Тем не менее, лава риолита иногда извергается извергающимся образом, образуя шипы лавы , лавовые купола или «кули» (которые представляют собой толстые короткие потоки лавы). При выдавливании лава обычно фрагментируется, образуя потоки глыбы. Они часто содержат обсидиан .

Фельзические лавы могут извергаться при температуре до 800 ° C (1470 ° F). 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 США.

Промежуточная магма

Промежуточные или андезитовые магмы содержат от 52% до 63% кремнезема, меньше алюминия и обычно несколько богаче магнием и железом, чем кислые магмы. Промежуточные лавы образуют андезитовые купола и глыбы и могут встречаться на крутых сложных вулканах , например, в Андах . Они также обычно более горячие, в диапазоне 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 при 1200 ° C (2190 ° F). Это немного больше, чем вязкость гладкого арахисового масла . Промежуточные магмы демонстрируют большую тенденцию к образованию вкрапленников. Более высокое содержание железа и магния имеет тенденцию проявляться в виде более темной основной массы , включая вкрапленники амфибола или пироксена.

Основные магмы

Мафические или базальтовые магмы имеют содержание диоксида кремния 52% до 45%. Для них характерно высокое содержание ферромагнезита и обычно происходит извержение при температурах от 1100 до 1200 ° C (от 2010 до 2190 ° F). Вязкость может быть относительно низкой, от 10 4 до 10 5 сП, хотя она все еще на много порядков выше, чем у воды. Эта вязкость аналогична кетчупу . Базальтовые лавы имеют тенденцию образовывать низкопрофильные щитовые вулканы или паводковые базальты , потому что флюидальная 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, потому что базальтовые лавы могут «надуваться» за счет подачи лавы под затвердевшую корку. Большинство базальтовых лав имеют тип « Аа» или « пахоева» , а не глыбы. Под водой они могут образовывать подушечные лавы , которые очень похожи на лавы пахоехо недр на суше.

Ультрабазитовые магмы

Ультрабазитовые магмы, такие как пикритовые базальты, коматииты и высокомагнезиальные магмы, образующие бонинит , доводят состав и температуру до предела . Все они имеют содержание диоксида кремния 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, создавая очень подвижную жидкость. Считается, что вязкость коматиитовых магм составляет от 100 до 1000 сП, что аналогично вязкости легкого моторного масла. Большинство ультраосновных лав не моложе протерозоя , при этом несколько ультраосновных магм, известных из фанерозоя в Центральной Америке, связаны с горячим мантийным плюмом . Современные коматиитовые лавы неизвестны, поскольку мантия Земли слишком остыла для образования высокомагнезиальных магм.

Акалиновые магмы

Некоторые кислые магмы имеют повышенные содержания оксидов щелочных металлов (натрий и калий), особенно в районах континентального рифтогенеза , участки , перекрывающие глубоко субдуцируемую пластину , или в внутриплитных точках доступа . Их содержание кремнезема может варьироваться от ультраосновных ( нефелиниты , базаниты и тефриты ) до кислых ( трахиты ). Вероятность их образования на больших глубинах мантии выше, чем у субщелочных магм. Оливин нефелинит магма как ультрамафит и сильно щелочная, и , как полагает, происходит из гораздо глубже в мантии на Земле , чем другие магмы.

Примеры составов магмы (мас.%)
Составная часть Нефелинит Толеитовый пикрит Толеитовый базальт Андезит Риолит
SiO 2 39,7 46,4 53,8 60,0 73,2
TiO 2 2,8 2.0 2.0 1.0 0,2
Al 2 O 3 11,4 8,5 13,9 16.0 14.0
Fe 2 O 3 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
CaO 12,8 7,4 7.9 5.9 1.3
Na 2 O 3.8 1.6 3.0 3.9 3.9
К 2 О 1.2 0,3 1.5 0,9 4.1
P 2 O 5 0,9 0,2 0,4 0,2 0,0

Толеитовая базальтовая магма

  SiO 2 (53,8%)
  Al 2 O 3 (13,9%)
  FeO (9,3%)
  CaO (7,9%)
  MgO (4,1%)
  Na 2 O (3,0%)
  Fe 2 O 3 (2,6%)
  TiO 2 (2,0%)
  К 2 О (1,5%)
  P 2 O 5 (0,4%)
  MnO (0,2%)

Риолитовая магма

  SiO 2 (73,2%)
  Al 2 O 3 (14%)
  FeO (1,7%)
  CaO (1,3%)
  MgO (0,4%)
  Na 2 O (3,9%)
  Fe 2 O 3 (0,6%)
  TiO 2 (0,2%)
  К 2 О (4,1%)
  P 2 O 5 (0%)
  MnO (0%)

Некремнеземные магмы

На поверхность Земли извергалось несколько лав необычного состава. Это включает:

  • Лавы карбонатита и натрокарбонатита известны из вулкана Ол Доиньо Ленгаи в Танзании , который является единственным примером действующего карбонатитового вулкана. Карбонатиты в геологической летописи обычно на 75% состоят из карбонатных минералов с меньшим количеством силикатных минералов, недонасыщенных кремнеземом (таких как слюды и оливин), апатита , магнетита и пирохлора . Это может не отражать первоначальный состав лавы, который мог включать карбонат натрия, который впоследствии был удален гидротермальной активностью, хотя лабораторные эксперименты показывают, что магма, богатая кальцитом, возможна. Карбонатитовые лавы демонстрируют стабильные соотношения изотопов, указывающие на то, что они происходят из высокощелочных кремниевых лав, с которыми они всегда связаны, вероятно, путем отделения несмешивающейся фазы. Натрокарбонатитовые лавы Ол Доиньо Ленгаи состоят в основном из карбоната натрия, примерно вдвое меньше карбоната кальция и вдвое меньше карбоната калия, а также незначительных количеств галогенидов, фторидов и сульфатов. Лавы чрезвычайно текучие, их вязкость лишь немного выше, чем у воды, и они очень холодные, с измеренными температурами от 491 до 544 ° C (от 916 до 1011 ° F).
  • Считается, что магмы из оксида железа являются источником железной руды в Кируне , Швеция, которая образовалась в протерозое . Лавы оксидов железа плиоценового возраста встречаются в вулканическом комплексе Эль-Лако на границе Чили и Аргентины. Считается, что лава оксида железа является результатом несмешивающегося отделения магмы оксида железа от исходной магмы известково-щелочного или щелочного состава.
  • Потоки серной лавы длиной до 250 метров (820 футов) и шириной 10 метров (33 футов) встречаются на вулкане Ластаррия в Чили. Они образовались в результате плавления отложений серы при температуре до 113 ° C (235 ° F).

Магматические газы

Концентрации разных газов могут значительно различаться. Водяной пар, как правило, является наиболее распространенным магматическим газом, за ним следуют диоксид углерода и диоксид серы . Другие основные магматические газы включают сероводород , хлористый водород и фтористый водород .

Растворимость магматических газов в магме зависит от давления, состава магмы и температуры. Магма, которая вытесняется в виде лавы, чрезвычайно сухая, но магма на глубине и под большим давлением может содержать растворенную воду, превышающую 10%. Вода несколько менее растворима в магме с низким содержанием кремния, чем магма с высоким содержанием кремния, поэтому при 1100 ° C и 0,5 ГПа базальтовая магма может растворять 8% H
2
O, в
то время как гранитно-пегматитовая магма может растворять 11% H
2
O
. Однако при типичных условиях магмы не обязательно являются насыщенными.

Концентрации воды в магмах (мас.%)
Состав магмы ЧАС
2
Концентрация O
мас.%
MORB ( толеиты ) 0,1 - 0,2
Островной толеит 0,3 - 0,6
Щелочные базальты 0,8 - 1,5
Базальты вулканической дуги 2–4
БАЗАНИТОВ и нефелиниты 1,5–2
Андезиты и дациты островной дуги 1–3
Андезиты и дациты континентальной окраины 2–5
Риолиты до 7

Углекислый газ гораздо менее растворим в магмах, чем вода, и часто выделяется на отдельную жидкую фазу даже на большой глубине. Этим объясняется присутствие флюидных включений углекислого газа в кристаллах, образовавшихся в магмах на большой глубине.

Реология

Вязкость - ключевое свойство расплава для понимания поведения магм. В то время как температура в обычных лавах силикатных в интервале от примерно 800 ° C (1470 ° F) для фельзитовых лав до 1200 ° C (2190 ° F) для мафических лав, вязкость тех же диапазонов лав более семи порядков, от 10 4 сП для основной лавы до 10 11 сП для кислых магм. Вязкость в основном определяется составом, но также зависит от температуры. Тенденция кислой лавы быть более холодной, чем основная лава, увеличивает разницу в вязкости.

Ион кремния небольшой и сильно заряжен, поэтому он имеет сильную тенденцию координироваться с четырьмя ионами кислорода, которые образуют тетраэдрическую структуру вокруг гораздо меньшего иона кремния. Это называется тетраэдром кремнезема . В магме с низким содержанием кремния эти тетраэдры кремнезема изолированы, но по мере увеличения содержания кремния тетраэдры кремнезема начинают частично полимеризоваться, образуя цепи, листы и группы тетраэдров кремнезема, связанных мостиковыми ионами кислорода. Это значительно увеличивает вязкость магмы.

Тенденция к полимеризации выражается как NBO / T, где NBO - это количество немостиковых ионов кислорода, а T - количество ионов, образующих сетку. Кремний является основным ионом, образующим сеть, но в магмах с высоким содержанием натрия алюминий также действует как формирователь сети, а трехвалентное железо может действовать как формирователь сети, когда другие формирователи сети отсутствуют. Большинство других ионов металлов снижают склонность к полимеризации и описываются как модификаторы сетки. В гипотетической магме, полностью сформированной из расплавленного кремнезема, NBO / T будет равно 0, в то время как в гипотетической магме с таким низким содержанием сеткообразователей, что не происходит полимеризации, NBO / T будет равняться 4. Ни то, ни другое не является обычным явлением 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. Двуокись углерода нейтрализует модификаторы сетки, поэтому растворенная двуокись углерода увеличивает вязкость. Расплавы при более высоких температурах менее вязкие, поскольку для разрыва связей между кислородом и сеткообразователями доступно больше тепловой энергии.

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 . Другими словами, большинство магм не ведут себя как ньютоновские жидкости, в которых скорость потока пропорциональна напряжению сдвига. Вместо этого типичная магма представляет собой жидкость Бингема , которая проявляет значительное сопротивление течению до тех пор, пока не будет пересечен порог напряжения, называемый пределом текучести. Это приводит к пробковому течению частично кристаллической магмы. Знакомый пример поршневого потока - зубная паста, выдавленная из тюбика с зубной пастой. Зубная паста получается полутвердой пробкой, потому что сдвиг концентрируется в тонком слое зубной пасты рядом с тюбиком, и только здесь зубная паста ведет себя как жидкость. Тиксотропное поведение также препятствует осаждению кристаллов из магмы. Когда содержание кристаллов достигает примерно 60%, магма перестает вести себя как жидкость и начинает вести себя как твердое тело. Такую смесь кристаллов с расплавленной горной породой иногда называют кристальной кашей .

Магма обычно также является вязкоупругой , что означает, что она течет как жидкость при низких напряжениях, но как только приложенное напряжение превышает критическое значение, расплав не может достаточно быстро рассеять напряжение за счет одной лишь релаксации, что приводит к переходному распространению трещин. Как только напряжения снижаются ниже критического порога, расплав снова упруго расслабляется и залечивает трещину.

Температура

Температура лавы, которая представляет собой магму, выдавленную на поверхность, находится в диапазоне от 700 до 2400 ° C (от 1300 до 4400 ° F), но очень редкие карбонатитовые магмы могут быть такими же холодными, как 490 ° C (910 ° F), а коматиит магмы могли быть горячими до 1600 ° C (2900 ° F). Магма иногда обнаруживалась во время бурения на геотермальных полях, включая бурение на Гавайях, которое проникало в тело дацитовой магмы на глубине 2488 м (8 163 фута). Температура этой магмы была оценена в 1050 ° C (1920 ° F). Температуры более глубоких магм должны быть выведены из теоретических расчетов и геотермического градиента.

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 становится полностью жидкой. Расчеты температур солидуса на вероятных глубинах предполагают, что магма, образовавшаяся под областями рифтинга, начинается при температуре примерно от 1300 до 1500 ° C (от 2400 до 2700 ° F). Магма, образующаяся из мантийных плюмов, 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).

Плотность

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

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

Магма немного расширяется при более низком давлении или более высокой температуре. Когда магма приближается к поверхности, растворенные в ней газы начинают пузыриться из жидкости. Эти пузыри значительно снизили плотность магмы на глубине и в первую очередь помогли вытолкнуть ее к поверхности.

Происхождение

Температура внутри Земли описывается геотермическим градиентом , который представляет собой скорость изменения температуры с глубиной. Геотермический градиент устанавливается балансом между нагревом в результате радиоактивного распада в недрах Земли и потерями тепла с поверхности Земли. Геотермический градиент в среднем составляет около 25 ° C / км в верхней части земной коры, но он широко варьируется в зависимости от региона: от минимального значения 5–10 ° C / км в океанических желобах и зонах субдукции до 30–80 ° C / км вдоль средней полосы. -океанские хребты или около мантийных плюмов . С глубиной градиент становится менее крутым, опускаясь всего до 0,25–0,3 ° C / км в мантии, где медленная конвекция эффективно переносит тепло. Средний геотермический градиент обычно не достаточно крутой, чтобы довести породы до точки их плавления где-нибудь в земной коре или верхней мантии, поэтому магма образуется только там, где геотермический градиент необычно крутой или точка плавления породы необычно низкая. Однако подъем магмы к поверхности в таких условиях является наиболее важным процессом для переноса тепла через земную кору.

Камни могут таять в ответ на снижение давления, изменение состава (например, добавление воды), повышение температуры или сочетание этих процессов. Другие механизмы, такие как таяние от удара метеорита , сегодня менее важны, но удары во время аккреции Земли привели к обширному таянию, и внешние несколько сотен километров нашей ранней Земли, вероятно, были океаном магмы. Удары крупных метеоритов за последние несколько сотен миллионов лет были предложены как один из механизмов, ответственных за обширный базальтовый магматизм нескольких крупных магматических провинций.

Декомпрессия

Декомпрессионное плавление происходит из-за снижения давления. Это важнейший механизм образования магмы из верхней мантии.

Температуры солидуса большинства горных пород (температуры, ниже которых они полностью твердые) повышаются с увеличением давления в отсутствие воды. Перидотит на глубине мантии Земли может быть горячее, чем его температура солидуса на некотором более мелком уровне. Если такая порода поднимается во время конвекции твердой мантии, она немного охлаждается, поскольку расширяется в адиабатическом процессе , но охлаждение составляет всего около 0,3 ° C на километр. Экспериментальные исследования соответствующих образцов перидотита подтверждают, что температура солидуса увеличивается на 3–4 ° C на километр. Если камень поднимется достаточно высоко, он начнет таять. Капли расплава могут сливаться в большие объемы и подниматься вверх. Этот процесс таяния из-за восходящего движения твердой мантии имеет решающее значение в эволюции Земли.

Декомпрессионное таяние создает океаническую кору на срединно-океанических хребтах , что делает ее, безусловно, самым важным источником магмы на Земле. Он 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 темой продолжающихся исследований.

Воздействие воды и углекислого газа

Изменение состава горных пород, наиболее ответственное за создание магмы, - это добавление воды. Вода понижает температуру солидуса горных пород при заданном давлении. Например, на глубине около 100 километров перидотит начинает плавиться при температуре около 800 ° C в присутствии избытка воды и около 1500 ° C в отсутствие воды. Вода вытесняется из океанической литосферы в зонах субдукции и вызывает таяние в вышележащей мантии. Водные магмы, состоящие из базальта и андезита, образуются прямо или косвенно в результате обезвоживания в процессе субдукции. Такие магмы и магмы, производные от них, образуют островные дуги, например, в Тихоокеанском огненном кольце . Эти магмы образуют породы известково-щелочной серии, которые составляют важную часть континентальной коры .

Добавление диоксида углерода является относительно гораздо менее важной причиной образования магмы, чем добавление воды, но возникновение некоторых недонасыщенных кремнеземом магм объясняется преобладанием диоксида углерода над водой в областях их источников мантии. В присутствии диоксида углерода эксперименты подтверждают, что 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 иметь больший эффект: на глубинах примерно до 200 км температуры начального плавления карбонизированного перидотитового состава были определены на 450-600 ° С ниже, чем для того же состава без диоксида углерода. Магмы горных пород, такие как нефелинит , карбонатит и кимберлит, относятся к числу тех, которые могут образовываться в результате притока углекислого газа в мантию на глубинах более 70 км.

Повышение температуры

Повышение температуры - наиболее типичный механизм образования магмы в континентальной коре. Такое повышение температуры может происходить из-за восходящего вторжения магмы из мантии. Температуры также могут превышать значение солидуса коры в континентальной коре, утолщенной за счет сжатия на границе плиты . Граница плит между индийскими и азиатскими континентальными массивами представляет собой хорошо изученный пример, поскольку Тибетское плато к северу от границы имеет толщину коры около 80 километров, что примерно вдвое превышает толщину нормальной континентальной коры. Исследования удельного электрического сопротивления, полученные на основе магнитотеллурических данных , обнаружили слой, который, по-видимому, содержит силикатный расплав и простирается по крайней мере на 1000 километров в пределах средней коры вдоль южной окраины Тибетского плато. Гранит и риолит - это типы вулканической породы, которые обычно интерпретируются как продукты плавления континентальной коры из-за повышения температуры. Повышение температуры также может способствовать таянию литосферы, затянутой в зону субдукции.

Процесс плавления

Фазовая диаграмма для системы диопсид-анортит

Когда горные породы плавятся, это происходит при различных температурах, потому что большинство горных пород состоит из нескольких минералов , каждый из которых имеет разную температуру плавления. Температура, при которой появляется первый расплав (солидус), ниже, чем температура плавления любого из чистых минералов. Это похоже на снижение температуры плавления льда, когда он смешивается с солью. Первый расплав называется эвтектическим, и его состав зависит от комбинации присутствующих минералов.

Например, смесь анортита и диопсида , которые являются двумя преобладающими минералами 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 состоит примерно из 43 мас.% Анортита. По мере того как к породе добавляется дополнительное тепло, температура остается на уровне 1274 ° C до полного расплавления анортита или диопсида. Затем температура повышается по мере того, как оставшийся минерал продолжает плавиться, что смещает состав расплава от эвтектики. Например, если содержание анортита превышает 43%, весь запас диопсида будет плавиться при 1274 ° C вместе с достаточным количеством анортита, чтобы сохранить расплав с эвтектическим составом. Дальнейшее нагревание вызывает медленное повышение температуры, поскольку оставшийся анортит постепенно плавится, и расплав становится все более богатым анортитовой жидкостью. Если в смеси будет 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 до того, как будет расплавлен весь анортит. Если содержание анортита в смеси меньше 43%, то весь анортит будет плавиться при температуре эвтектики вместе с частью диопсида, а оставшийся диопсид затем будет плавиться постепенно по мере того, как температура продолжает расти.

Из-за эвтектического плавления состав расплава может сильно отличаться от исходной породы. Например, смесь 10% анортита с диопсидом может частично плавиться примерно на 23% до того, как расплав отклонится от эвтектики, которая имеет состав примерно 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 сильно щелочных магм, таких как меллилиты , в то время как более высокая степень частичного плавления (от 8% до 11%) может привести к образованию щелочных оливиновых базальтов. Океанические магмы, вероятно, являются результатом частичного плавления от 3% до 15% материнской породы. Некоторые кальциево-щелочные гранитоиды могут образовываться при высокой степени частичного плавления, от 15% до 30%. Магмы с высоким содержанием магния, такие как коматиит и пикрит , также могут быть продуктами высокой степени частичного плавления мантийных пород.

Определенные химические элементы, называемые несовместимыми элементами , имеют комбинацию ионного радиуса и ионного заряда, которая отличается от таковой у более распространенных элементов в материнской породе. Ионы этих элементов довольно плохо вписываются в структуру минералов, составляющих материнскую породу, и легко покидают твердые минералы, чтобы стать высококонцентрированными в расплавах, образованных при низкой степени частичного плавления. Несовместимые элементы обычно включают калий , барий , цезий и рубидий , которые являются крупными и слабо заряженными (литофильные элементы с большими ионами, 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 стать настолько обогащенным расплавом, который образуется при очень низкой степени частичного плавления, что, когда магма впоследствии охлаждается и затвердевает, она образует необычную калиевую породу, такую ​​как лампрофир , лампроит или кимберлит .

Когда достаточно породы расплавлено, маленькие шарики расплава (обычно возникающие между минеральными зернами) соединяются и размягчают породу. Под давлением внутри земли даже доли процента частичного плавления может быть достаточно, чтобы заставить расплав выдавиться из его источника. Расплав быстро отделяется от материнской породы, когда степень частичного плавления превышает 30%. Однако обычно менее 30% материнской породы расплавляется до того, как истощится запас тепла.

Пегматит может быть получен при низких степенях частичного плавления корки. Некоторые магмы гранитного состава являются эвтектическими (или котектическими) расплавами, и они могут образовываться в результате частичного плавления коры от низкой до высокой, а также путем фракционной кристаллизации .

Эволюция магм

Схематические диаграммы, показывающие принципы фракционной кристаллизации в магме. По мере охлаждения состав магмы изменяется, поскольку из расплава кристаллизуются различные минералы. 1 : оливин кристаллизуется; 2 : кристаллизуются оливин и пироксен ; 3 : кристаллизуются пироксен и плагиоклаз ; 4 : плагиоклаз кристаллизуется. На дне магматического резервуара образуется кумулятивная порода .

Большинство магм полностью расплавляются только в течение небольшой части своей истории. Чаще они представляют собой смеси расплава и кристаллов, а иногда также пузырьков газа. Расплав, кристаллы и пузырьки обычно имеют разную плотность, поэтому они могут разделяться по мере развития магмы.

По мере охлаждения магмы минералы обычно кристаллизуются из расплава при разных температурах. Это напоминает первоначальный процесс плавления в обратном порядке. 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, чем температура эвтектики, составляющая 1274 ° C. Это смещает оставшийся расплав в сторону его эвтектического состава, состоящего из 43% диопсида. Эвтектика достигается при 1274 ° C, температуре, при которой диопсид и анортит начинают совместно кристаллизоваться. Если бы расплав содержал 90% диопсида, диопсид начинал бы кристаллизоваться первым, пока не будет достигнута эвтектика.

Если бы кристаллы оставались взвешенными в расплаве, процесс кристаллизации не изменил бы общий состав расплава плюс твердые минералы. Эта ситуация описывается как равновесная кристаллизация . Однако в серии экспериментов, завершившихся в его статье 1915 года « Кристаллизация-дифференциация в силикатных жидкостях» , Норман Л. Боуэн продемонстрировал, что кристаллы оливина и диопсида, кристаллизовавшиеся из охлаждающего расплава форстерита , диопсида и кремнезема, проникают сквозь расплав. в геологически релевантных временных масштабах. Впоследствии геологи обнаружили значительные полевые свидетельства такой фракционной кристаллизации .

Когда кристаллы отделяются от магмы, остаточная магма будет отличаться по составу от материнской магмы. Например, магма габброидного состава может образовывать остаточный расплав гранитного состава, если от магмы отделяются ранее образовавшиеся кристаллы. Габбро может иметь температуру ликвидуса около 1200 ° C, а производный расплав гранитной композиции может иметь температуру ликвидуса всего около 700 ° C. Несовместимые элементы концентрируются в последних остатках магмы во время фракционной кристаллизации и в первых расплавах, образующихся во время частичного плавления: любой процесс может образовывать магму, которая кристаллизуется в пегматит , тип породы, обычно обогащенный несовместимыми элементами. Серия реакций Боуэна важна для понимания идеализированной последовательности фракционной кристаллизации магмы.

Состав магмы может быть определен другими процессами, кроме частичного плавления и фракционной кристаллизации. Например, магмы обычно взаимодействуют с породами, в которые они проникают, как за счет плавления этих пород, так и за счет реакции с ними. Ассимиляция у кровли магматического очага и фракционная кристаллизация у его основания могут даже происходить одновременно. Магмы разного состава могут смешиваться друг с другом. В редких случаях расплавы могут разделиться на два несмешивающихся расплава контрастного состава.

Первичные магмы

Когда горная порода тает, жидкость представляет собой первичную магму . Первичные магмы не претерпели никакой дифференциации и представляют собой исходный состав магмы. На практике трудно однозначно идентифицировать первичные магмы, хотя было высказано предположение, что бонинит представляет собой разновидность андезита, кристаллизованного из первичной магмы. Великая Дайка из Зимбабве также интерпретируется как рок кристаллизуют из первичной магмы. Интерпретацию лейкоса из мигматитов в качестве первичных магм противоречат данному циркону, что предполагает лейкосома представляет собой остаток (а кумуляты порода ) , оставленное извлечением первичной магмы.

Родительская магма

Когда невозможно найти примитивный или первичный состав магмы, часто бывает полезно попытаться идентифицировать родительскую магму. Родительская магма - это состав магмы, из которого наблюдаемый диапазон химического состава магмы был получен в результате процессов магматической дифференциации . Это не обязательно должна быть примитивная плавка.

Например, предполагается, что серии базальтовых потоков связаны друг с другом. Состав, из которого они могут быть разумно получены путем фракционной кристаллизации, называется родительской магмой . Модели фракционной кристаллизации будут созданы для проверки гипотезы о том, что они имеют общую родительскую магму.

Миграция и затвердевание

Магма развивается в мантии или коре, где температура и давление благоприятствуют расплавленному состоянию. После образования магма плавно поднимается к поверхности Земли из-за ее более низкой плотности, чем материнская порода. По мере того, как магма мигрирует через кору, она может накапливаться и находиться в магматических очагах (хотя недавняя работа предполагает, что магма может храниться в транскоровых зонах, богатых кристаллами, а не преимущественно в камерах жидкой магмы). 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 перейдет в другую камеру магмы.

Плутонизм

Когда магма остывает, она начинает образовывать твердые минеральные фазы. Некоторые из них оседают на дне магматического очага, образуя кумуляты, которые могут образовывать основные слоистые интрузии . Магма, которая медленно остывает в магматическом очаге, обычно заканчивается образованием тел из плутонических пород, таких как габбро , диорит и гранит , в зависимости от состава магмы. В качестве альтернативы, если магма извергается, она образует вулканические породы, такие как базальт , андезит и риолит (экструзионные эквиваленты габбро, диорита и гранита, соответственно).

Вулканизм

Магма, которая вытесняется 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 большими, а часть расплава вообще не кристаллизуется, превращаясь в стекло. Камни, в основном состоящие 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 распад . Магма с низким содержанием воды становится все более вязкой . Если при извержении вулкана, когда магма устремляется вверх, происходит массовое распадение, то в результате извержение обычно носит взрывной характер.

Использование в производстве энергии

В рамках проекта « Исландское глубокое бурение» во время бурения нескольких скважин высотой 5000 м с целью использования тепла в вулканической породе под поверхностью Исландии в 2009 году был обнаружен очаг магмы на высоте 2100 м. Потому что это был только третий раз в истории человечества. Когда магма была достигнута, IDDP решила инвестировать в отверстие, назвав его IDDP-1.

В скважине был сооружен цементированный стальной корпус с перфорацией на дне рядом с магмой. Высокие температуры и давление магматического пара использовались для выработки 36 МВт электроэнергии, что сделало IDDP-1 первой в мире геотермальной системой, усиленной магмой.

использованная литература