stringtranslate.com

Магма

Магму можно обнаружить в мантии или расплавленной коре.

Магма (от древнегреческого μάγμα ( mágma )  «густая мазь ») [1] — это расплавленный или полурасплавленный природный материал, из которого образуются все магматические породы . [2] Магма (иногда в разговорной речи, но неправильно называемая лавой ) находится под поверхностью Земли , и свидетельства магматизма были обнаружены также 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 . Расплавы мантии и коры мигрируют вверх через кору, где, как полагают, они хранятся в магматических камерах [6] или транскоровых зонах кристаллического месива . [7] Во время хранения магмы в коре ее состав может изменяться за счет фракционной кристаллизации , загрязнения расплавами коры, смешивания магмы и дегазации. После подъема через кору магма может питать вулкан и выдавливаться в виде лавы, или она может затвердеть под землей, образуя интрузию , [8] такую ​​как дайка , силл , лакколит , плутон или батолит . [9]

В то время как изучение магмы основывалось на наблюдении за магмой после ее перехода в поток лавы , магма была обнаружена in situ трижды 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, которая обычно содержит взвешенные твердые кристаллы. [14] Когда магма приближается к поверхности и давление вышележащих слоев падает, растворенные газы выходят из жидкости в виде пузырьков, так что магма вблизи поверхности состоит из материалов в твердой, жидкой и газообразной фазах . [15]

Состав

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

Силикатные магмы представляют собой расплавленные смеси, в которых 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 вес или молярную массовую долю оксидов основных элементов (кроме кислорода), присутствующих в магме. [19]

Поскольку многие свойства магмы (такие как ее вязкость и температура) коррелируют с содержанием кремнезема, силикатные магмы делятся на четыре химических типа в зависимости от содержания кремнезема: кислые, промежуточные, основные и ультраосновные. [20]

Фельзитовые магмы

Фельзитовые или кремниевые магмы имеют содержание кремния более 63%. Они включают риолитовые и дацитовые магмы. При таком высоком содержании кремния 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 холодной риолитовой магмы при 800 °C (1470 °F). [21] Для сравнения, вода имеет вязкость около 1 сП (0,001 Па⋅с). Из-за этой очень высокой вязкости фельзитовые лавы обычно извергаются взрывообразно, образуя пирокластические (обломочные) отложения. Однако риолитовые лавы иногда извергаются экспансивно, образуя лавовые шипы , лавовые купола или «кули» (толстые, короткие потоки лавы). [22] Лавы обычно фрагментируются по мере выдавливания, образуя потоки лавы в виде блоков . Они часто содержат обсидиан . [23]

Фельзитовые лавы могут извергаться при температурах до 800 °C (1470 °F). [24] Однако необычно горячие (>950 °C; >1740 °F) риолитовые лавы могут течь на расстояния многих десятков километров, как, например, на равнине реки Снейк на северо-западе США. [25]

Промежуточные магмы

Промежуточные или андезитовые магмы содержат от 52% до 63% кремнезема, содержат меньше алюминия и обычно несколько богаче магнием и железом , чем фельзитовые магмы. Промежуточные лавы образуют андезитовые купола и блоковые лавы и могут встречаться на крутых сложных вулканах , таких как в Андах . [26] 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, 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 демонстрируют 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 магмы

Мафические или базальтовые магмы содержат от 52% до 45% кремнезема. Они характеризуются высоким содержанием ферромагнезии 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 еще на много порядков выше, чем у воды. Эта вязкость похожа на вязкость кетчупа . [30] Базальтовые лавы, как правило, образуют низкопрофильные щитовые вулканы или потоки базальтов , потому что флюидальная лава течет на большие расстояния от жерла. Толщина базальтовой лавы, особенно на низком склоне, может быть намного больше толщины движущегося потока лавы в любой момент времени, потому что базальтовые лавы могут «раздуваться» за счет подачи лавы под затвердевшую корку. [31] Большинство базальтовых лав относятся к типам ʻAʻā или pāhoehoe , а не к блоковым лавам. Под водой они могут образовывать подушечные лавы , которые довольно похожи на лавы типа pahoehoe во впадинах на суше. [32]

Ультраосновные магмы

Ультраосновные магмы, такие как пикритовый базальт, коматиит и высокомагнезиальные магмы, которые образуют бонинит , доводят состав и температуру до крайности. Все они имеют содержание 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, что создает высокоподвижную жидкость. [33] Считается, что вязкость коматиитовых магм составляла всего 100–1000 сП (0,1–1 Па⋅с), что сопоставимо с вязкостью 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 остыла слишком сильно, чтобы образовать магме с высоким содержанием магния. [34]

Щелочные магмы

Некоторые кремниевые магмы имеют повышенное содержание оксидов щелочных металлов (натрия и калия), особенно в регионах континентального рифтинга , областях, лежащих над глубоко погруженными плитами , или в горячих точках внутри плит . [35] Содержание кремния в них может варьироваться от ультраосновного ( нефелиниты , базаниты и тефриты ) до фельзического ( трахиты ). Они с большей вероятностью образуются на больших глубинах в мантии, чем субщелочные магмы. [36] Оливиновые нефелинитовые магмы являются как ультраосновными, так и высокощелочными, и, как полагают, пришли из гораздо более глубоких слоев мантии Земли , чем другие магмы. [37]

Несиликатные магмы

Некоторые лавы необычного состава извергались на поверхность Земли. К ним относятся:

Магматические газы

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 фтористый водород . [44]

Растворимость магматических газов в магме зависит от давления, состава магмы и температуры. Магма, которая выдавливается в виде лавы, чрезвычайно сухая, но магма на глубине и под большим давлением может содержать растворенную воду, содержание которой превышает 10%. Вода несколько менее растворима в магме с низким содержанием кремния, чем в магме с высоким содержанием кремния, так что при 1100 °C и 0,5 ГПа базальтовая магма может растворить 8% H2O, в то время как магма гранитного пегматита может растворить 11% H2O. [ 45 ] Однако магмы не обязательно насыщены в типичных условиях.

Углекислый газ гораздо менее растворим в магмах, чем вода, и часто разделяется на отдельные жидкие фазы даже на большой глубине. Это объясняет наличие включений флюида углекислого газа в кристаллах, образованных в магмах 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 магм. В то время как температуры в обычных силикатных лавах варьируются от примерно 800 °C (1470 °F) для кислых лав до 1200 °C (2190 °F) для мафических лав, [24] вязкость тех же лав варьируется более чем на семь порядков величины, от 10 4 сП (10 Па⋅с) для мафической 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, чем мафическая лава, увеличивает разницу вязкостей.

Ион кремния мал и сильно заряжен, и поэтому он имеет сильную тенденцию к координации с четырьмя ионами кислорода, которые образуют тетраэдрическое расположение вокруг гораздо меньшего иона кремния. Это называется кремниевым тетраэдром . В магме с низким содержанием кремния эти кремниевые тетраэдры изолированы, но по мере увеличения содержания кремния кремниевые тетраэдры начинают частично полимеризоваться, образуя цепочки, листы и комки кремниевых тетраэдров, связанных мостиковыми ионами кислорода. Это значительно увеличивает вязкость магмы. [47]

Тенденция к полимеризации выражается как NBO/T, где NBO — число не мостиковых ионов кислорода, а T — число ионов, образующих сеть. Кремний является основным ионом, образующим сеть, но в магмах с высоким содержанием натрия алюминий также действует как сетеобразователь, а трехвалентное железо может действовать как сетеобразователь, когда других сетеобразователей не хватает. Большинство других металлических ионов снижают тенденцию к полимеризации и описываются как модификаторы сетей. В гипотетической магме, полностью образованной из расплавленного кремнезема, NBO/T будет равен 0, тогда как в гипотетической магме с таким низким содержанием сеткообразователей, что полимеризация не происходит, NBO/T будет равен 4. Ни одна из крайностей не распространена в природе, но базальтовые магмы обычно имеют NBO/T между 0,6 и 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 сети, и растворенная вода резко снижает вязкость расплава. Диоксид углерода нейтрализует модификаторы сети, поэтому растворенный диоксид углерода увеличивает вязкость. Расплавы при более высоких температурах 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. Содержание кристаллов в большинстве магм придает им тиксотропные и сдвигоистончающие свойства. [48] Другими словами, большинство магм не ведут себя как ньютоновские жидкости, в которых скорость течения пропорциональна сдвиговому напряжению . 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 течению частично кристаллической магмы. Известным примером пробкового течения является зубная паста, выдавливаемая из тюбика зубной пасты. Зубная паста выходит в виде полутвердой пробки, потому что сдвиг сосредоточен в тонком слое в зубной пасте рядом с тюбиком, и только здесь зубная паста ведет себя как жидкость. Тиксотропное поведение также препятствует кристаллам оседать из магмы. [50] Когда содержание кристаллов достигает около 60%, магма перестает вести себя как жидкость и начинает вести себя как твердое тело. Такая смесь кристаллов с расплавленной породой иногда описывается как кристаллическая каша . [51]

Магма обычно также вязкоупругая , 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 снижаются ниже критического порога, расплав снова вязко расслабляется и залечивает трещину. [52]

Температура

Температуры расплавленной лавы, которая является магмой, выдавленной на поверхность, почти всегда находятся в диапазоне от 700 до 1400 °C (от 1300 до 2600 °F), но очень редкие карбонатитовые магмы могут быть такими холодными, как 490 °C (910 °F), [53] а коматиитовые магмы могут быть такими горячими, как 1600 °C (2900 °F). [54] Магма иногда встречалась во время бурения на геотермальных полях, включая бурение на Гавайях, которое проникло в дацитовое магматическое тело на глубине 2488 м (8163 фута). Температура этой магмы была оценена в 1050 °C (1920 °F). Температуры более глубоких магм должны быть выведены из теоретических расчетов и геотермального градиента. [13]

Большинство магм содержат некоторое количество твердых кристаллов, взвешенных в жидкой фазе. Это указывает на то, что температура магмы лежит между солидусом , который определяется как температура, при которой магма полностью затвердевает, и ликвидусом , который определяется как температура, при которой магма полностью жидкая. [14] Расчеты температур солидуса на вероятных глубинах показывают, что магма, образующаяся под областями рифтинга, начинается при температуре около 1300–1500 °C (2400–2700 °F). Магма, образующаяся из мантийных плюмов, может быть горячей до 1600 °C (2900 °F). Температура магмы, образующейся в зонах субдукции, где водяной пар снижает температуру плавления, может быть всего лишь 1060 °C (1940 °F). [55]

Плотность

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

Магма немного расширяется при более низком давлении или более высокой температуре. [56] Когда магма приближается к поверхности, ее растворенные газы начинают пузыриться из жидкости. Эти пузырьки значительно уменьшили плотность магмы на глубине и в первую очередь помогли ей выдвинуться 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 потерей тепла с поверхности Земли. Геотермический градиент в среднем составляет около 25 °C/км в верхней коре Земли, но он сильно варьируется в зависимости от региона, от минимума 5–10 °C/км в океанических впадинах и зонах субдукции до 30–80 °C/км вдоль срединно-океанических хребтов или вблизи мантийных плюмов . [58] Градиент становится менее крутым с глубиной, опускаясь до всего 0,25–0,3 °C/км в мантии, где медленная конвекция эффективно переносит тепло. Средний геотермический градиент обычно недостаточно крут, чтобы довести породы до точки плавления где-либо в коре или верхней мантии, поэтому магма образуется только там, где геотермический градиент необычно крутой или температура плавления породы необычно низкая. Однако подъем магмы к поверхности в таких условиях является важнейшим процессом переноса тепла через земную кору. [59]

Горные породы могут плавиться в ответ на уменьшение 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 в качестве одного из механизмов, ответственных за обширный базальтовый магматизм нескольких крупных магматических провинций. [65]

Декомпрессия

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

Температуры солидуса большинства пород (температуры, ниже которых они полностью твердые) увеличиваются с ростом давления при отсутствии воды. Перидотит на глубине в мантии Земли может быть горячее, чем его температура солидуса на каком-то более мелком уровне. Если такая порода поднимается во время конвекции твердой мантии, она немного остынет по мере расширения в адиабатическом процессе , но охлаждение составляет всего около 0,3 °C на километр. Экспериментальные исследования соответствующих образцов перидотита документируют, что температуры солидуса увеличиваются на 3 °C-4 °C на километр. Если порода поднимается достаточно высоко, она начинает плавиться. Капли расплава могут объединяться в более крупные объемы и внедряться вверх. Этот процесс плавления из-за восходящего движения твердой мантии имеет решающее значение в эволюции Земли. [63]

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

Воздействие воды и углекислого газа

Изменение состава горных пород, наиболее ответственное за создание магмы, — это добавление воды. Вода снижает температуру солидуса горных пород при заданном давлении. Например, на глубине около 100 километров перидотит начинает плавиться около 800 °C при наличии избытка воды, но около 1500 °C при отсутствии воды. [69] Вода вытесняется из океанической литосферы в зонах субдукции , и это вызывает плавление в вышележащей мантии. Водные магмы с составом базальта или андезита производятся прямо и косвенно в результате дегидратации во время процесса субдукции. Такие магмы и те, которые произошли от них, образуют островные дуги, такие как в Тихоокеанском огненном кольце . [70] Эти магмы образуют породы известково-щелочного ряда, важную часть континентальной коры . [71] Обладая низкой плотностью и вязкостью, водные магмы обладают высокой плавучестью и будут 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 кремнием, был приписан доминированию углекислого газа над водой в областях их мантийного источника. В присутствии углекислого газа эксперименты документируют, 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 оказывать большее влияние: на глубинах до около 200 км температуры начального плавления карбонатизированного состава перидотита были определены как на 450 °C-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 примерно 70 км. [74] [75]

Повышение температуры

Повышение температуры является наиболее типичным механизмом образования магмы в континентальной коре. Такое повышение температуры может происходить из-за восходящего вторжения магмы из мантии. Температуры также могут превышать солидус коровой породы в континентальной коре, утолщенной сжатием на границе плит . [76] Граница плит между индийскими и азиатскими континентальными массами представляет собой хорошо изученный пример, поскольку Тибетское плато к северу от границы имеет кору толщиной около 80 километров, что примерно вдвое больше толщины обычной континентальной коры. Исследования электрического сопротивления, выведенные из магнитотеллурических данных , обнаружили слой, который, по-видимому, содержит силикатный расплав и который простирается по крайней мере на 1000 километров в средней коре вдоль южной окраины Тибетского плато. [77] Гранит и риолит являются типами магматических пород, обычно интерпретируемых как продукты плавления континентальной коры из-за повышения температуры. Повышение температуры также может способствовать плавлению литосферы , затянутой вниз в зоне субдукции. [ необходима ссылка ]

Процесс плавления

Фазовая диаграмма для системы диопсид-анортит

Когда горные породы плавятся, они делают это в диапазоне температур, поскольку большинство горных пород состоят из нескольких минералов , которые все 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, когда он смешивается с солью. Первый расплав называется эвтектикой и имеет состав, который зависит от комбинации присутствующих минералов. [78]

Например, смесь анортита и диопсида , которые являются двумя преобладающими минералами в базальте , начинает плавиться при температуре около 1274 °C. Это значительно ниже температур плавления 1392 °C для чистого диопсида и 1553 °C для чистого анортита. Полученный расплав состоит примерно из 43% по весу анортита. [79] По мере добавления дополнительного тепла к породе температура остается на уровне 1274 °C до тех пор, пока анортит или диопсид полностью не расплавятся. Затем температура повышается по мере того, как оставшийся минерал продолжает плавиться, что смещает состав расплава от эвтектического. Например, если содержание анортита превышает 43%, весь запас диопсида расплавится при 1274 °C, вместе с достаточным количеством анортита, чтобы поддерживать расплав в эвтектическом составе. Дальнейшее нагревание приводит к медленному повышению температуры, поскольку оставшийся анортит постепенно плавится, и расплав становится все более богатым анортитовой жидкостью. Если в смеси есть только небольшой избыток анортита, он расплавится до того, как температура поднимется намного выше 1274 °C. Если смесь почти вся состоит из анортита, температура достигнет почти точки плавления чистого анортита до того, как весь анортит расплавится. Если содержание анортита в смеси составляет менее 43%, то весь анортит расплавится при эвтектической температуре вместе с частью диопсида, а оставшийся диопсид затем постепенно расплавится по мере того, как температура продолжает расти. [78]

Из-за эвтектического плавления состав расплава может существенно отличаться от исходной породы. Например, смесь 10% анортита с диопсидом может испытывать около 23% частичного плавления, прежде чем расплав отклонится от эвтектики, которая имеет состав около 43% анортита. Этот эффект частичного плавления отражен в составах различных магм. Низкая степень частичного плавления верхней мантии (от 2% до 4%) может производить высокощелочные магмы, такие как мелилититы , в то время как большая степень частичного плавления (от 8% до 11%) может производить щелочной оливиновый базальт. [80] Океанические магмы, вероятно, являются результатом частичного плавления от 3% до 15% исходной породы. [81] Некоторые известково-щелочные гранитоиды могут быть получены при высокой степени частичного плавления, вплоть до 15% до 30%. [82] Магматические 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 , которая отличается от таковой у более распространенных элементов в исходной породе. Ионы этих элементов довольно плохо вписываются в структуру минералов, составляющих исходную породу, и легко покидают твердые минералы, чтобы стать высококонцентрированными в расплавах, полученных 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), к которым относятся такие элементы, как цирконий , ниобий , гафний , тантал , редкоземельные элементы и актиниды . Калий может настолько обогащаться в расплаве, полученном при очень низкой степени частичного плавления, что когда магма впоследствии остывает и затвердевает, она образует необычные калиевые породы, такие как лампрофир , лампроит или кимберлит . [84]

Когда расплавлено достаточное количество породы, небольшие шарики расплава (обычно находящиеся между минеральными зернами) соединяются и размягчают породу. Под давлением внутри земли даже доли процента частичного плавления может быть достаточно, чтобы расплав был выдавлен из своего источника. [85] Расплав быстро отделяется от своей исходной породы, как только степень частичного плавления превышает 30%. Однако обычно гораздо меньше 30% исходной породы магмы расплавляется до того, как истощается запас тепла. [86]

Пегматит может быть образован в результате низких степеней частичного плавления коры. [87] Некоторые магмы гранитного состава являются эвтектическими (или котектическим) расплавами, и они могут быть образованы в результате низких или высоких степеней частичного плавления коры, а также фракционной кристаллизацией . [88]

Эволюция магм

Схематические диаграммы, демонстрирующие принципы фракционной кристаллизации в магме. При охлаждении магма эволюционирует в своем составе, поскольку из расплава кристаллизуются различные минералы. 1 : кристаллизуется оливин ; 2 : кристаллизуются оливин и пироксен ; 3 : кристаллизуются пироксен и плагиоклаз ; 4 : кристаллизуется плагиоклаз. На дне магматического резервуара образуется кумулятивная порода .

Большинство магм полностью расплавлены только на небольших участках своей истории. Чаще всего они представляют собой смеси расплава и кристаллов, а иногда и пузырьков газа. [15] Расплав, кристаллы и пузырьки обычно имеют разную плотность, поэтому они могут разделяться по мере развития магм. [89]

По мере остывания магмы минералы обычно кристаллизуются из расплава при разных температурах. Это напоминает первоначальный процесс плавления в обратном порядке. Однако, поскольку расплав обычно отделяется от своей исходной исходной породы и перемещается на меньшую глубину, обратный процесс кристаллизации не совсем идентичен. Например, если расплав состоял на 50% из диопсида и анортита, то анортит начнет кристаллизоваться из расплава при температуре, несколько превышающей эвтектическую температуру 1274 °C. Это смещает оставшийся расплав в сторону его эвтектического состава с 43% диопсида. Эвтектика достигается при 1274 °C, температуре, при которой диопсид и анортит начинают кристаллизоваться вместе. Если расплав состоял на 90% из диопсида, диопсид начнет кристаллизоваться первым, пока не будет достигнута эвтектика. [90]

Если бы кристаллы оставались взвешенными в расплаве, процесс кристаллизации не изменил бы общий состав расплава и твердых минералов. Такая 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, тонули бы в расплаве в геологически значимых временных масштабах. Геологи впоследствии обнаружили значительные полевые доказательства такой фракционной кристаллизации . [89]

Когда кристаллы отделяются от магмы, то остаточная магма будет отличаться по составу от исходной магмы. Например, магма габбрового состава может производить остаточный расплав гранитного состава, если ранние образовавшиеся кристаллы отделяются от магмы. [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, полученных во время частичного плавления: любой процесс может образовывать магму, которая кристаллизуется в пегматит , тип породы, обычно обогащенный несовместимыми элементами. Реакционная серия Боуэна важна для понимания идеализированной последовательности фракционной кристаллизации магмы. [89]

Состав магмы может быть определен другими процессами, нежели частичное плавление и фракционная кристаллизация. Например, магмы обычно взаимодействуют с горными породами, которые они внедряют, как плавя эти породы, так и реагируя с ними. Ассимиляция вблизи кровли магматического очага и фракционная кристаллизация вблизи его основания могут происходить даже одновременно. Магмы разного состава могут смешиваться друг с другом. В редких случаях расплавы могут разделяться на два несмешивающихся расплава контрастных составов. [95]

Первичные магмы

Когда горная порода плавится, жидкость представляет собой первичную магму . Первичные магмы не претерпели никакой дифференциации и представляют собой исходный состав магмы. [96] На практике трудно однозначно идентифицировать первичные магмы, [97] хотя было высказано предположение, что бонинит является разновидностью андезита, кристаллизованного из первичной магмы. [98] Великая дайка Зимбабве также была интерпретирована как горная порода, кристаллизованная из первичной магмы. [ 99] Интерпретация лейкосом мигматитов как первичных магм противоречит данным по циркону, которые предполагают , что лейкосомы являются остатком ( кумулятивной породой ), оставшимся после извлечения первичной магмы. [100]

Родительская магма

Когда невозможно найти примитивный или первичный состав магмы, часто бывает полезно попытаться определить родительскую магму. [97] Родительская магма — это состав магмы, из которого наблюдаемый диапазон химии магмы был получен в результате процессов магматической дифференциации . Это не обязательно должен быть примитивный расплав. [101]

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

Миграция и затвердевание

Магма развивается в мантии или коре , где условия температуры и давления благоприятствуют расплавленному состоянию. После своего образования магма плавуче поднимается к поверхности Земли из-за своей более низкой плотности, чем исходная порода. [103] По мере миграции через кору магма может собираться и находиться в магматических камерах (хотя недавние исследования показывают, что магма может храниться в транскоровых зонах кашеобразного состояния, богатых кристаллами, а не в преимущественно жидких магматических камерах [7] ). Магма может оставаться в камере до тех пор, пока она либо не остынет и не кристаллизуется, образуя интрузивную породу , либо не извергнется как вулкан , либо не переместится в другую магматическую камеру. [ требуется ссылка ]

Плутонизм

Когда магма остывает, она начинает формировать твердые минеральные фазы. Некоторые из них оседают на дне магматической камеры, образуя кумуляты , которые могут образовывать мафические слоистые интрузии . Магма, которая медленно остывает в магматической камере, обычно в конечном итоге формирует тела плутонических пород, таких как габбро , диорит и гранит , в зависимости от состава магмы. С другой стороны, если магма извергается, она образует вулканические породы, такие как базальт , андезит и риолит (экструзивные эквиваленты габбро, диорита и гранита соответственно). [ требуется ссылка ]

Вулканизм

Магма, выталкиваемая 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, и часть расплава вообще не кристаллизуется, превращаясь в стекло. К породам, в основном состоящим из вулканического стекла, относятся обсидиан , шлак и пемза .

До и во время вулканических извержений летучие вещества, такие как CO 2 и H 2 O, частично покидают расплав в процессе, известном как распад . Магма с низким содержанием воды становится все более вязкой . Если происходит массивный распад, когда магма устремляется вверх во время вулканического извержения, результирующее извержение обычно является взрывным. [104]

Использование в производстве энергии

Проект глубокого бурения в Исландии , в ходе бурения нескольких скважин глубиной 5000 м в попытке использовать тепло вулканической породы под поверхностью Исландии, в 2009 году натолкнулся на карман магмы на глубине 2100 м. Поскольку это был всего лишь третий случай в зафиксированной истории, когда была достигнута магма, IDDP решила инвестировать в скважину, назвав ее IDDP-1. [105]

В скважине был построен цементированный стальной корпус с перфорацией на дне, близкой к магме. Высокие температуры и давление пара магмы использовались для генерации 36 МВт электроэнергии, что сделало IDDP-1 первой в мире геотермальной системой, усиленной магмой. [105]

Ссылки

  1. ^ "магма". Словарь Merriam-Webster.com . Merriam-Webster . Получено 28.10.2018 .
  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. (1991-11-15). «Образование магмы на Марсе: количество, скорость и сравнение с Землей, Луной и Венерой». Science . 254 (5034): 996–98. Bibcode :1991Sci...254..996G. doi :10.1126/science.254.5034.996. ISSN  0036-8075. PMID  17731523. S2CID  206574665.
  4. ^ Spera, Frank J. (2000). «Физические свойства магмы». В Sigurdsson, Haraldur (ред.). Encyclopedia of Volcanoes . Academic Press . стр. 171–90. ISBN 978-0126431407.
  5. ^ Foulger, GR (2010). Плиты против плюмов: геологический спор. Wiley-Blackwell . ISBN 978-1-4051-6148-0.
  6. ^ Детрик, Р. С.; Буль, П.; Вера, Э.; Маттер, Дж.; Оркатт, Дж.; Мадсен, Дж.; Брохер, Т. (1987). «Многоканальная сейсмическая визуализация магматического очага земной коры вдоль Восточно-Тихоокеанского поднятия». Nature . 326 (6108): 35–41. Bibcode :1987Natur.326...35D. doi :10.1038/326035a0. ISSN  0028-0836. S2CID  4311642.
  7. ^ ab Sparks, R. Stephen J.; Cashman, Katharine V. (2017). «Динамические магматические системы: последствия для прогнозирования вулканической активности». Elements . 13 (1): 35–40. Bibcode :2017Eleme..13...35S. doi :10.2113/gselements.13.1.35. ISSN  1811-5209.
  8. ^ ab MCBIRNEY, AR; NOYES, RM (1979-08-01). «Кристаллизация и расслоение интрузии Скаергаард». Журнал петрологии . 20 (3): 487–554. Bibcode :1979JPet...20..487M. doi :10.1093/petrology/20.3.487. ISSN  0022-3530.
  9. ^ Маршак, Стивен (2016). Основы геологии (5-е изд.). WW Norton. стр. 115. ISBN 978-0-393-26339-8.
  10. ↑ Ученые обнаружили магму в ходе бурения: это всего лишь третий зафиксированный случай, UC Davis News and Information, 26 июня 2009 г.
  11. ↑ Впервые обнаружена магма in situ. Physorg (16 декабря 2008 г.)
  12. ^ Пуна-дацитовая магма в Килауэа: неожиданное бурение в активной магме. Плакаты, архивированные 06.06.2011 в Wayback Machine , 2008 Eos Trans. AGU, 89(53), осеннее собрание.
  13. ^ ab Теплоу, Уильям; Марш, Брюс; Хулен, Джефф; Спилман, Пол; Калейкини, Майк; Фитч, Дэвид; Рикард, Уильям (2009). «Расплав дацита на геотермальном месторождении Пуна, Большой остров Гавайев» (PDF) . GRC Transactions . 33 : 989–994. Архивировано (PDF) из оригинала 2022-10-09 . Получено 8 февраля 2021 .
  14. ^ ab Филпоттс, Энтони Р.; Агу, Джей Дж. (2009). Принципы магматической и метаморфической петрологии (2-е изд.). Кембридж, Великобритания: Cambridge University Press. стр. 19–20. ISBN 9780521880060.
  15. ^ abc Schmincke, Ганс-Ульрих (2003). Вулканизм . Берлин: Шпрингер. стр. 49–50. ISBN 9783540436508.
  16. ^ abc Guijón, R.; Henríquez, F.; Naranjo, JA (2011). «Геологические, географические и правовые аспекты сохранения уникальных потоков оксида железа и серы в вулканических комплексах Эль-Лако и Ластаррия, Центральные Анды, Северное Чили». Geoheritage . 3 (4): 99–315. Bibcode :2011Geohe...3..299G. doi :10.1007/s12371-011-0045-x. S2CID  129179725.
  17. ^ abc Harlov, DE; et al. (2002). "Соотношения апатита и монацита в магнетитово-апатитовой руде Киирунваара, северная Швеция". Chemical Geology . 191 (1–3): 47–72. Bibcode : 2002ChGeo.191...47H. doi : 10.1016/s0009-2541(02)00148-1.
  18. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 19, 131.
  19. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 132–133.
  20. ^ Casq, RAF; Wright, JV (1987). Вулканические последовательности . Unwin Hyman Inc. стр. 528. ISBN 978-0-04-552022-0.
  21. ^ abc Philpotts & Ague 2009, стр. 23.
  22. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 70–77.
  23. ^ Шминке 2003, стр. 132.
  24. ^ abc Philpotts & Ague 2009, стр. 20.
  25. ^ Bonnichsen, B.; Kauffman, DF (1987). "Физические особенности потоков риолитовой лавы в вулканической провинции Snake River Plain, юго-западный Айдахо". Специальный доклад Геологического общества Америки . Специальные доклады Геологического общества Америки. 212 : 119–145. doi :10.1130/SPE212-p119. ISBN 0-8137-2212-8.
  26. ^ Шминке 2003, стр. 21–24, 132, 143.
  27. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 23–611.
  28. ^ Такеучи, Синго (5 октября 2011 г.). «Вязкость магмы до извержения: важный показатель извержения магмы». Журнал геофизических исследований . 116 (B10): B10201. Bibcode : 2011JGRB..11610201T. doi : 10.1029/2011JB008243 .
  29. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 1376–377.
  30. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 23–25.
  31. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 53-55, 59-64.
  32. ^ Шминке 2003, стр. 128–132.
  33. ^ Arndt, NT (1994). "Архейские коматииты". В Condie, KC (ред.). Archean Crustal Evolution . Амстердам: Elsevier. стр. 19. ISBN 978-0-444-81621-4.
  34. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 399–400.
  35. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 139–148.
  36. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 606–607.
  37. ^ "Stikine Volcanic Belt: Volcano Mountain". Каталог канадских вулканов . Архивировано из оригинала 2009-03-07 . Получено 23 ноября 2007 .
  38. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 145.
  39. ^ Вик Кэмп, Как работают вулканы, Необычные типы лавы. Архивировано 23 октября 2017 г. в Wayback Machine , Университет штата Сан-Диего , Геология.
  40. ^ Филпоттс и Агу 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. Bibcode : 1990BVol...52..629K. doi : 10.1007/BF00301213. S2CID  129106033.
  42. ^ Йонссон, Э.; Тролль, В. Р.; Хёгдаль, К.; Харрис, К.; Вайс, Ф.; Нильссон, К. П.; Скелтон, А. (2013). «Магматическое происхождение гигантских апатит-железо-оксидных руд типа Кируна в Центральной Швеции». Scientific Reports . 3 : 1644. Bibcode :2013NatSR...3E1644J. doi :10.1038/srep01644. PMC 3622134 . PMID  23571605. 
  43. ^ Pedone, M.; Aiuppa, A.; Giudice, G.; Grassa, F.; Francofonte, V.; Bergsson, B.; Ilyinskaya, E. (2014). «Измерения гидротермального/вулканического CO2 с помощью перестраиваемого диодного лазера и их влияние на глобальный бюджет CO2». Solid Earth . 5 (2): 1209–1221. Bibcode :2014SolE....5.1209P. doi : 10.5194/se-5-1209-2014 .
  44. ^ Шминке 2003, стр. 42.
  45. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 244–250.
  46. ^ ab Schmincke 2003, стр. 44.
  47. ^ Шминке 2003, стр. 38–41.
  48. ^ Пинкертон, Х.; Багдассаров, Н. (2004). «Переходные явления в везикулярных потоках лавы на основе лабораторных экспериментов с аналоговыми материалами». Журнал вулканологии и геотермальных исследований . 132 (2–3): 115–136. Bibcode : 2004JVGR..132..115B. doi : 10.1016/s0377-0273(03)00341-x.
  49. ^ Шминке 2003, стр. 39–40.
  50. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 40.
  51. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 16.
  52. ^ Уодсворт, Фабиан Б.; Витчер, Тейлор; Фоссен, Карон Э.Дж.; Хесс, Кай-Уве; Анвин, Холли Э.; Шой, Беттина; Кастро, Джонатан М.; Дингвелл, Дональд Б. (декабрь 2018 г.). «Комбинированный эффузивно-эксплозивный кремниевый вулканизм охватывает многофазный вязко-хрупкий переход». Nature Communications . 9 (1): 4696. Bibcode :2018NatCo...9.4696W. doi :10.1038/s41467-018-07187-w. ISSN  2041-1723. PMC 6224499 . PMID  30409969. 
  53. ^ Weidendorfer, D.; Schmidt, MW; Mattsson, HB (2017). «Общее происхождение карбонатитовых магм». Geology . 45 (6): 507–510. Bibcode : 2017Geo....45..507W. doi : 10.1130/G38801.1 . hdl : 20.500.11850/190852 .
  54. ^ Herzberg, C.; Asimow, PD; Arndt, N.; Niu, Y.; Lesher, CM; Fitton, JG; Cheadle, MJ; Saunders, AD (2007). "Температуры в окружающей мантии и плюмах: ограничения, накладываемые базальтами, пикритами и коматиитами". Geochemistry, Geophysics, Geosystems . 8 (2): n/a. Bibcode :2007GGG.....8.2006H. doi :10.1029/2006gc001390. hdl : 20.500.11919/1080 . ISSN  1525-2027. S2CID  14145886. Архивировано из оригинала 27.04.2019 . Получено 07.12.2019 .
  55. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 593–597.
  56. ^ ab usu.edu - Геология 326, "Свойства магм", 2005-02-11
  57. ^ Шминке 2003, стр. 50.
  58. ^ Ричардс, MA; Дункан, RA; Куртильо, VE (1989). «Базальтовые потоки и следы горячих точек: головы и хвосты плюма». Science . 246 (4926): 103–107. Bibcode :1989Sci...246..103R. doi :10.1126/science.246.4926.103. PMID  17837768. S2CID  9147772.
  59. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 6–13.
  60. ^ Геологическое общество Америки, Плиты, плюмы и парадигмы , стр. 590 и далее, 2005, ISBN 0-8137-2388-4 
  61. ^ Asimow, PD; Langmuir, CH (2003). «Значение воды для режимов плавления океанической мантии». Nature . 421 (6925): 815–820. Bibcode :2003Natur.421..815A. doi :10.1038/nature01429. ISSN  0028-0836. PMID  12594505. S2CID  4342843.
  62. ^ Кэмпбелл, И. Х. (2005-12-01). "Крупные магматические провинции и гипотеза мантийного плюма". Элементы . 1 (5): 265–269. Bibcode :2005Eleme...1..265C. doi :10.2113/gselements.1.5.265. ISSN  1811-5209.
  63. ^ ab 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 (E3): 5319–5333. Bibcode : 1993JGR....98.5319T. doi : 10.1029/92JE02726.
  65. ^ Джонс, Адриан П.; Прайс, Г. Дэвид; Прайс, Невилл Дж.; ДеКарли, Пол С.; Клегг, Ричард А. (сентябрь 2002 г.). «Плавание, вызванное ударом, и развитие крупных магматических провинций». Earth and Planetary Science Letters . 202 (3–4): 551–561. Bibcode : 2002E&PSL.202..551J. doi : 10.1016/S0012-821X(02)00824-5.
  66. ^ Джефф С. Браун; CJ Hawkesworth; RCL Wilson (1992). Понимание Земли (2-е изд.). Cambridge University Press. стр. 93. ISBN 0-521-42740-1.
  67. ^ ab Philpotts & Ague 2009, стр. 593.
  68. ^ Homrighausen, S.; Geldmacher, J.; Hoernle, K.; Rooney, T. (2021). «Внутриплитный вулканизм». Энциклопедия геологии : 52–59. doi :10.1016/B978-0-12-409548-9.12498-4. ISBN 9780081029091. S2CID  240954389.
  69. ^ Гроув, TL; Чаттерджи, Н.; Парман, SW; Медард, Э. (2006). «Влияние H 2 O на плавление мантийного клина». Earth and Planetary Science Letters . 249 (1–2): 74–89. Bibcode : 2006E&PSL.249...74G. doi : 10.1016/j.epsl.2006.06.043.
  70. ^ Стерн, Роберт Дж. (2002), «Зоны субдукции», Обзоры геофизики , 40 (4): 24–31, Bibcode : 2002RvGeo..40.1012S, doi : 10.1029/2001RG000108 , S2CID  15347100
  71. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 374–380.
  72. ^ Дрюитт, JWE; Уолтер, MJ; Бродхолт, JP; Мьюир, JMR; Лорд, OT (2022). «Гидросиликатные расплавы и глубокий мантийный цикл H2O». Earth and Planetary Science Letters . 581 : 117408. Bibcode : 2022E&PSL.58117408D. doi : 10.1016/j.epsl.2022.117408 . hdl : 1983/5cc45839-38b0-45a2-ba4b-5ff2436ad9a1 . S2CID  246777976.
  73. ^ Дасгупта, Р.; Хиршманн, ММ (2007). «Влияние переменной концентрации карбоната на солидус мантийного перидотита». American Mineralogist . 92 (2–3): 370–379. Bibcode :2007AmMin..92..370D. doi :10.2138/am.2007.2201. S2CID  95932394.
  74. ^ Wyllie, Peter J.; Huang, Wuu-Liang (сентябрь 1975 г.). «Влияние мантийного CO2 на образование карбонатитов и кимберлитов». Nature . 257 (5524): 297–299. Bibcode :1975Natur.257..297W. doi :10.1038/257297a0. S2CID  4267906.
  75. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 259–261, 394–397.
  76. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 597–599.
  77. ^ Ансворт, М. Дж. и др. (2005). «Реология земной коры Гималаев и Южного Тибета, выведенная из магнитотеллурических данных». Nature . 438 (7064): 78–81. Bibcode :2005Natur.438...78U. doi :10.1038/nature04154. PMID  16267552. S2CID  4359642.
  78. ^ ab Philpotts & Ague 2009, стр. 195–197.
  79. ^ Osborn, EF; Tait, DB (1952). «Система диопсид-форстерит-анортит» (PDF) . Am. J. Sci . 250 : 413–433. Архивировано (PDF) из оригинала 2022-10-09 . Получено 9 февраля 2021 .
  80. ^ Zou, Haibo; Zindler, Alan (февраль 1996 г.). «Ограничения на степень динамического частичного плавления и состав источника с использованием концентрационных отношений в магмах». Geochimica et Cosmochimica Acta . 60 (4): 711–717. Bibcode : 1996GeCoA..60..711Z. doi : 10.1016/0016-7037(95)00434-3.
  81. ^ Хаазе, Карстен М. (октябрь 1996 г.). «Связь между возрастом литосферы и составом океанических магм: ограничения на частичное плавление, источники мантии и термическую структуру плит». Earth and Planetary Science Letters . 144 (1–2): 75–92. Bibcode : 1996E&PSL.144...75H. doi : 10.1016/0012-821X(96)00145-8.
  82. ^ Фарахат, Эсам С.; Заки, Рафат; Хаузенбергер, Кристоф; Сами, Мабрук (ноябрь 2011 г.). «Неопротерозойские известково-щелочные пералюминиевые гранитоиды плутона Делейхимми, Центрально-Восточная пустыня, Египет: последствия перехода от поздне- к постколлизионной тектономагматической эволюции на севере Аравийско-Нубийского щита». Geological Journal . 46 (6): 544–560. Bibcode :2011GeolJ..46..544F. doi :10.1002/gj.1289. S2CID  128896568.
  83. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 400.
  84. ^ Альбаред, Фрэнсис (2003). Геохимия: введение. Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-89148-6.
  85. ^ Faul, Ulrich H. (2001). «Удержание и сегрегация расплава под срединно-океаническими хребтами». Nature . 410 (6831): 920–923. Bibcode :2001Natur.410..920F. doi :10.1038/35073556. ISSN  0028-0836. PMID  11309614. S2CID  4403804.
  86. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 400, 599.
  87. ^ Баррос, Рената; Менуге, Джулиан Ф. (июль 2016 г.). «Происхождение сподуменовых пегматитов, связанных с гранитом Лейнстер в Юго-Восточной Ирландии». Канадский минералог . 54 (4): 847–862. Bibcode : 2016CaMin..54..847B. doi : 10.3749/canmin.1600027. hdl : 10197/11562 . S2CID  134105127.
  88. ^ Harris, NBW; Inger, S. (март 1992). "Моделирование следовых элементов в гранитах, полученных из пелита". Contributions to Mineralogy and Petrology . 110 (1): 46–56. Bibcode : 1992CoMP..110...46H. doi : 10.1007/BF00310881. S2CID  129798034.
  89. ^ abc Philpotts & Ague 2009, стр. 321.
  90. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 200.
  91. ^ Боуэн, Н. Л. (1915). «Кристаллизация-дифференциация в силикатных жидкостях». American Journal of Science . 4 (230): 175–191. Bibcode : 1915AmJS...39..175B. doi : 10.2475/ajs.s4-39.230.175.
  92. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 378.
  93. ^ Тай, П.; Тегнер, К.; Лешер, CE (1 октября 2009 г.). «Температуры ликвидуса магмы Скергаарда». Американский минералог . 94 (10): 1371–1376. Бибкод : 2009AmMin..94.1371T. дои : 10.2138/am.2009.3058. S2CID  128524162.
  94. ^ Luth, William C.; Jahns, Richard H.; Tuttle, O. Frank (15 февраля 1964 г.). «Гранитная система при давлениях от 4 до 10 килобар». Journal of Geophysical Research . 69 (4): 759–773. Bibcode : 1964JGR....69..759L. doi : 10.1029/JZ069i004p00759.
  95. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 340–345, 347–356.
  96. ^ Джексон, Джулия А., ред. (1997). "Первичная магма". Словарь геологии (четвертое изд.). Александрия, Вирджиния: Американский геологический институт. ISBN 0922152349.
  97. ^ ab Philpotts & Ague 2009, стр. 316.
  98. ^ Курода, Н.; Шираки, К.; Урано, Х. (декабрь 1978 г.). «Бонинит как возможная известково-щелочная первичная магма». Bulletin Volcanologique . 41 (4): 563–575. Bibcode : 1978BVol...41..563K. doi : 10.1007/BF02597387. S2CID  129262580.
  99. ^ Schoenberg, R.; Nägler, Th.F.; Gnos, E.; Kramers, JD; Kamber, BS (сентябрь 2003 г.). «Источник Великой Дайки, Зимбабве и ее тектоническое значение: доказательства из изотопов Re-Os» (PDF) . The Journal of Geology . 111 (5): 565–578. Bibcode :2003JG....111..565S. doi :10.1086/376766. S2CID  129598002. Архивировано (PDF) из оригинала 2022-10-09.
  100. ^ Moecher, David P.; Samson, Scott D.; Miller, Calvin F. (май 2004 г.). «Точное время и условия пикового метаморфизма гранулитовой фации таконского яруса в Южном Аппалачском орогене, США, с учетом поведения циркона во время плавления земной коры». The Journal of Geology . 112 (3): 289–304. Bibcode : 2004JG....112..289M. doi : 10.1086/382760. S2CID  109931682.
  101. ^ Джексон 1997, «Родинская магма».
  102. ^ Claeson, Dick T.; Meurer, William P. (1 мая 2004 г.). «Фракционная кристаллизация водных базальтовых магм ?дугового типа? и образование амфиболсодержащих габбровых кумулятов». Вклад в минералогию и петрологию . 147 (3): 288–304. Bibcode :2004CoMP..147..288C. doi :10.1007/s00410-003-0536-0. S2CID  129247893.
  103. ^ Филпоттс и Агу 2009, стр. 80.
  104. ^ Эллисон, Челси М.; Роггенсак, Курт; Кларк, Аманда Б. (декабрь 2021 г.). «Высоковзрывные базальтовые извержения, вызванные выделением CO2». Nature Communications . 12 (1): 217. doi :10.1038/s41467-020-20354-2. PMC 7801484 . PMID  33431860. 
  105. ^ ab Уилфред Аллан Элдерс, Гудмундур Омар Фридлейфссон и Бьярни Палссон (2014). Журнал «Геотермика», Vol. 49 (январь 2014 г.). ООО "Эльзевир"