Магма (от древнегреческого μάγμα ( mágma ) «густая мазь ») [1] — расплавленный или полурасплавленный природный материал, из которого образуются все магматические горные породы . [2] Магма (иногда в разговорной речи, но ошибочно называемая непрофессионалами 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 , зоны континентальных рифтов , [5] срединно-океанические хребты и горячие точки . Мантийные и коровые расплавы мигрируют вверх через земную кору, где, как полагают, они накапливаются в магматических очагах [6] или транскоровых богатых кристаллами зонах месива. [7] При хранении магмы в земной коре ее состав может изменяться путем фракционной кристаллизации , загрязнения коровыми расплавами, перемешивания магмы и дегазации. После своего подъема через земную кору магма может питать вулкан и выдавливаться в виде лавы , или она может затвердевать под землей, образуя интрузии , [ 8] такие как дайка , порог , 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]
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]
Большая часть магмы богата кремнеземом . [8] Редкая несиликатная магма может образовываться в результате локального плавления несиликатных минеральных месторождений [16] или 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]
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 сП (10 5 Па⋅с) для горячей риолитовой магмы при 1200 °C (2190 °F) до 10 11 сП (10 8 Па⋅с) для прохладная риолитовая магма при температуре 800 ° C (1470 ° F). [21] Для сравнения, вязкость воды составляет 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] Лава обычно фрагментируется при выдавливании, образуя блочные 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 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, как правило, гораздо менее вязкие, 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 тенденцию 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 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, от 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 затопляющие базальты , потому что 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 «А» или «пахохо» , а не к блочным лавам. Под водой они могут образовывать подушечную лаву , которая очень похожа на лаву пахохо на суше. [32]
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 , с несколькими ультраосновными магмами, известными из фанерозоя в Центральной Америке, которые приписываются горячему мантийному плюму . Современные коматиитовые лавы не известны, поскольку мантия Земли слишком остыла, чтобы производить магнезиальные магмы. [34]
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] Их содержание кремнезема может варьироваться от ультраосновных ( нефелиниты , базаниты и тефриты ) до кислых ( трахиты ). Они с большей вероятностью образуются на больших глубинах мантии, чем субщелочные магмы. [36] Оливин- нефелинитовые магмы являются ультраосновными и высокощелочными и, как полагают, пришли из гораздо более глубоких слоев мантии Земли , чем другие магмы. [37]
На поверхность Земли излилось несколько лав необычного состава. К ним относятся:
Концентрации различных газов могут значительно различаться. Водяной пар обычно является наиболее распространенным магматическим газом, за ним следуют 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 кремния, чем в магме с высоким содержанием кремнезема, так что при 1100 ° C и давлении 0,5 ГПа базальтовая магма может растворять 8% H 2 O , а гранитно-пегматитовая магма может растворять 11% H 2 O. [45] Однако магма не обязательно насыщена в типичных условиях.
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]
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 тех же лав колеблется более чем на семь порядков, от От 10 4 сП (10 Па⋅с) для основной лавы до 10 11 сП (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]
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 выступать в качестве сеткообразователя, 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 потока 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 около 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 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 редкая карбонатитовая магма может достигать температуры 490 °C (910 °F). , [53] и коматиитовая магма могла достигать температуры 1600 °C (2900 °F). [54] Магма иногда обнаруживалась во время бурения на геотермальных полях, в том числе при бурении на Гавайях, которое проникло в 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 становится полностью жидкой. [14] Расчеты температур солидуса на вероятных глубинах позволяют предположить, что магма, образующаяся под областями рифтогенеза, 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 магмы в основном зависит от состава, наиболее важным параметром является содержание железа. [56]
Магма слегка расширяется при более низком давлении или более высокой температуре. [56] Когда магма приближается к поверхности, растворенные в ней газы начинают пузыриться из жидкости. Эти пузырьки значительно снизили плотность магмы на глубине и, в первую очередь, помогли вытеснить ее к поверхности. [57]
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 Земли . -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]
Породы могут плавиться в ответ на снижение давления, [60] на изменение состава (например, добавление воды), [61] на повышение температуры, [62] или на комбинацию этих процессов. [63] Другие механизмы, такие как плавление от удара метеорита , сегодня менее важны, но удары во время аккреции Земли привели к обширному плавлению, 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]
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 остынет по мере расширения в адиабатическом процессе , но охлаждение составляет всего около 0,3 °С 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]
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. Водянистые 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 -щелочной серии, составляющие важную часть континентальной коры . [71] Обладая низкой плотностью и вязкостью, водная магма обладает высокой плавучестью и будет двигаться вверх в 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 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 плато 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 цитата ]
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, при которой появляется первый расплав (солидус), 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 не расплавятся полностью. 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 °C 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 температуры 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] Океанические магмы, вероятно, возникают в результате частичного плавления от 3% до 15% исходной породы. [81] Некоторые известково-щелочные гранитоиды могут быть произведены 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 являются большими и слабо заряженными (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 исходной 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 магмы гранитного состава представляют собой эвтектические (или котектические) расплавы, и они могут образовываться в результате частичного плавления коры от низкой до высокой степени, а также в результате фракционной кристаллизации . [88]
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 расплав состоял на 90% из 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, которые кристаллизовались из остывающего расплава форстерита , диопсида и кремнезема, тонут. через 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 ликвидуса 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]
Когда горная порода плавится, жидкость представляет собой первичную магму . Первичные магмы не подверглись никакой дифференциации и представляют собой исходный состав магмы. [96] На практике трудно однозначно идентифицировать первичные магмы, [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 как первичных магм противоречит данным по цирконам, которые позволяют предположить, что лейкосомы представляют собой остаток ( кумулятивную породу ), оставшийся в результате извлечения первичной магмы. [100]
Когда невозможно определить примитивный или первичный состав магмы, часто полезно попытаться идентифицировать родительскую магму. [97] Родительская магма представляет собой состав магмы, из которого наблюдаемый диапазон химического состава магмы был получен 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]
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 находиться 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 , пока не извергнется как вулкан или не переместится в другую магматическую камеру. [ нужна цитата ]
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 цитата ]
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]
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, близком к магме. 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]