Магма - Magma

«Магматик» перенаправляется сюда. Для использования в других целях см. Магма (значения).
Лава течь по Гавайи. Лава - это экструзионный эквивалент магмы.

Магма (из Древнегреческий μάγμα (магма) означает "толстый" мазь "[1]) представляет собой расплавленный или полурасплавленный природный материал, из которого Магматические породы сформированы.[2] Магма находится под поверхностью земной шар, и доказательства магматизм также был обнаружен на других планеты земной группы и немного естественные спутники.[3] Помимо расплавленной породы, магма может также содержать взвешенные кристаллы и пузырьки газа.[4]

Магма производится плавлением мантия или корка на различных тектонический настройки, в том числе зоны субдукции, континентальный рифтовые зоны,[5] срединно-океанические хребты и горячие точки. Мантийные и коровые расплавы мигрируют вверх через кору, где они, как считается, хранятся в магматические очаги[6] или транскоровый хрустальная каша зоны.[7] При хранении в земной коре состав магмы может изменяться за счет фракционная кристаллизация, загрязнение коровыми расплавами, перемешивание магмы и дегазация. После своего подъема через кору магмы могут питать вулкан или укрепиться под землей, чтобы сформировать вторжение[8] (например, магматическая дамба или подоконник ).

В то время как изучение магмы исторически полагалось на наблюдение магмы в форме потоков лавы, магма встречалась на месте трижды в течение проекты геотермального бурения - дважды в Исландии (см. Использование магмы для производства энергии ), и однажды на Гавайях.[9][10][11]

Физико-химические свойства магмы

Большинство магматических жидкостей богаты кремнезем.[8] Силикатные расплавы состоят в основном из кремний, кислород, алюминий, утюг, магний, кальций, натрий, и калий. Физическое поведение расплавов зависит от их атомных структур, а также от температуры, давления и состава.[12]

Вязкость является ключевым свойством расплава для понимания поведения магм. Более богатые кремнеземом расплавы обычно более полимеризованы, с большим количеством связей между тетраэдрами кремнезема и поэтому более вязкие. Растворение воды резко снижает вязкость расплава. Более высокотемпературные расплавы менее вязкие. Кроме того, силикатный расплав (жидкая фаза магмы) вязкоупругий, что означает, что он 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 нестационарному распространению трещин. Когда напряжения снижаются ниже критического порога, расплав снова вязко расслабляется и залечивает трещину.[13]

Вообще говоря, больше мафический магмы, такие как те, которые образуют базальт, более горячие и менее вязкие, чем магмы, богатые кремнеземом, например те, которые образуют риолит. Низкая вязкость приводит к более мягким и менее взрывным извержениям.

Основная статья: Магматическая дифференциация

Характеристики нескольких различных типов магм следующие:

Ультрабазит (пикритический )
SiO2 < 45%
Fe – Mg> 8% до 32% MgO
Температура: до 1500 ° C
Вязкость: очень низкая
Эруптивное поведение: мягкое или очень взрывное (кимберилиты)
Распространение: расходящиеся границы плит, горячие точки, сходящиеся границы плит; коматиите и другие ультраосновные лавы в основном Архейский и были сформированы из высших геотермальный градиент и неизвестны в настоящее время
Мафик (базальтовый )
SiO2 < 50%
FeO и MgO обычно <10 мас.%
Температура: до ~ 1300 ° C
Вязкость: низкая
Эруптивное поведение: нежное
Распределение: расходящиеся границы плит, горячие точки, сходящиеся границы плит.
Средний (андезитовый )
SiO2 ~ 60%
Fe – Mg: ~ 3% th
Температура: ~ 1000 ° C
Вязкость: средняя
Эруптивное поведение: взрывное или эффузивное
Распространение: сходящиеся границы плит, островные дуги.
Felsic (риолитовый)
SiO2 > 70%
Fe – Mg: ~ 2%
Температура: <900 ° C
Вязкость: высокая
Эруптивное поведение: взрывное или эффузивное
Распространение: обычен в горячих точках континентальной коры (Йеллоустонский Национальный Парк ) и в континентальных рифтах

Температура

Температура большинства магм находится в диапазоне от 700 ° C до 1300 ° C (или от 1300 ° F до 2400 ° F), но очень редко. карбонатит магмы могут быть холодными до 490 ° C,[14] и коматиите магмы могли быть горячими до 1600 ° C.[15] При любом данном давлении и для любого данного состава породы повышение температуры выше солидус вызовет таяние. Внутри твердой земли температура камня контролируется геотермальный градиент и радиоактивный распад внутри скалы. Геотермический градиент составляет в среднем около 25 ° C / км с широким диапазоном от минимального значения 5–10 ° C / км в океанических желобах и зонах субдукции до 30–80 ° C / км под срединно-океаническими хребтами и средами вулканической дуги.

Плотность

ТипПлотность (кг / м3)
Базальт магма2650–2800[16]
Андезит магма2450–2500[16]
Риолит магма2180–2250[16]

Сочинение

Обычно очень трудно изменить объемный состав большой массы породы, поэтому состав является основным фактором, определяющим, будет ли горная порода плавиться при любой заданной температуре и давлении. Можно также считать, что состав породы включает: летучий фазы, такие как воды и углекислый газ.

Наличие летучих фаз в породе под давлением может стабилизировать фракцию расплава. Присутствие даже 0,8% воды может снизить температуру плавления на целых 100 ° C. И наоборот, потеря воды и летучих из магмы может привести к ее замораживанию или затвердеванию.

Также большая часть почти всей магмы кремнезем, который представляет собой соединение кремния и кислорода. Магма также содержит газы, которые расширяются по мере подъема магмы. Магма с высоким содержанием кремнезема сопротивляется течению, поэтому расширяющиеся газы задерживаются в ней. Давление нарастает до тех пор, пока газы не вырвутся наружу с сильным и опасным взрывом. Магма, относительно бедная кремнеземом, течет легко, поэтому пузырьки газа проходят через нее и довольно плавно выходят.

Происхождение магмы при частичном плавлении

Частичное плавление

Плавление твердых пород с образованием магмы контролируется тремя физическими параметрами: температурой, давлением и составом. Наиболее распространенные механизмы генерации магмы в мантии: декомпрессионная плавка,[17] нагревание (например, взаимодействием с горячим мантийный шлейф[18]) и понижение солидус (например, путем изменения состава, такого как добавление воды[19]). Механизмы обсуждаются далее в статье для вулканическая порода.

Когда камни тают, они делают это медленно и постепенно, потому что большинство камней состоит из нескольких минералы, которые все имеют разные точки плавления; более того, физические и химические взаимосвязи, контролирующие плавление, сложны. Например, когда горная порода плавится, ее объем изменяется. 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.[20] Расплавы могут оставаться на месте достаточно долго, чтобы плавиться до 20% или даже 35%, но горные породы редко расплавляются более чем на 50%, потому что в конечном итоге расплавленная горная масса превращается в кашу из кристаллов и расплавов, которая затем может подниматься. в массовом порядке как диапир, что может затем вызвать дальнейшее декомпрессионное плавление.

Геохимические последствия частичного плавления

Степень частичного плавления имеет решающее значение для определения характеристик производимой им магмы, а вероятность того, что образуется расплав, отражает степень несовместимости и совместимые элементы вовлечены. Несовместимые элементы обычно включают калий, барий, цезий, и рубидий.

Типы горных пород, полученные малой степенью частичного плавления в Мантия земли обычно щелочные (Ca, Na ), калиевый (K ) или же щелочной (в котором отношение алюминия к кремнезему высокое). Обычно примитивные расплавы такого состава образуют лампрофир, лампроит, кимберлит и иногда нефелин -несущий мафический камни, такие как щелочные базальты и эссексит габбро или даже карбонатит.

Пегматит может быть получено при низких степенях частичного плавления корки. Немного гранит -состав магмы эвтектика (или котектические) расплавы, и они могут быть получены путем частичного плавления корки от низкой до высокой, а также путем фракционная кристаллизация. При высоких степенях частичного плавления корки, гранитоиды Такие как тоналит, гранодиорит и монцонит могут быть произведены, но для их производства обычно важны другие механизмы.

Эволюция магм

Первичные плавки

Когда камень тает, жидкость представляет собой первичный расплав. Первичные расплавы не подверглись дифференциации и представляют собой исходный состав магмы. В природе первичные расплавы встречаются редко. В лейкосомы из мигматиты являются примерами первичных плавок. Первичные расплавы, происходящие из мантии, особенно важны и известны как примитивные плавки или примитивные магмы. Определив состав примитивной магмы серии магм, можно смоделировать состав мантии, из которой образовался расплав, что важно для понимания эволюции мантия.[требуется разъяснение ]

Родительские тает

Когда невозможно определить примитивный или первичный состав магмы, часто бывает полезно[согласно кому? ] чтобы попытаться идентифицировать родительский расплав. Родительский расплав - это состав магмы, из которого наблюдаемый диапазон химического состава магмы был получен процессами магматическая дифференциация. Это не обязательно должна быть примитивная плавка.

Например, предполагается, что серии базальтовых потоков связаны друг с другом. Композиция, из которой они могут быть разумно получены фракционной кристаллизацией, называется родительский таяние. Модели фракционной кристаллизации будут созданы для проверки гипотезы о том, что они имеют общий исходный расплав.

При высоких степенях частичного плавления мантии коматиите и пикрит производятся.

Миграция и затвердевание магм

Магма развивается внутри мантия или же корка где условия температуры и давления благоприятствуют расплавленному состоянию. После образования магма плавно поднимается к поверхности Земли. По мере того, как магма мигрирует через кору, она может собираться и находиться в магматические очаги (хотя недавняя работа предполагает, что магма может храниться в транскоровых, богатых кристаллами грибных зонах, а не преимущественно в камерах жидкой магмы. [7]). Магма может оставаться в камере до тех пор, пока не остынет и не кристаллизуется, образуя вулканическую породу, она извергается в виде вулкан, или перемещается в другой магматический очаг. Существуют два известных процесса, посредством которых магма изменяется: путем кристаллизации в пределах коры или мантии с образованием плутон, или извержение вулкана стать лава или же тефра.

Плутонизм

Когда магма остывает, она начинает образовывать твердые минеральные фазы. Некоторые из них оседают на дне магматической камеры, образуя накапливает что может образовать мафический многоуровневые вторжения. 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

Основная статья: Вулканизм

Во время извержения вулкана магма, выходящая из-под земли, называется лава. 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. Скалы, в основном состоящие из вулканического стекла, включают: обсидиан, шлак и пемза.

До и во время извержений вулканов, летучие вещества такие как CO2 и H2O частично покидает расплав в процессе, известном как распад. Магма с низким содержанием воды становится все более вязкий. Если при извержении вулкана магма устремляется вверх, происходит массовое распадение, то в результате извержение обычно носит взрывной характер.

Использование магмы для производства энергии

В Проект глубокого бурения в Исландии во время бурения нескольких скважин длиной 5000 м в попытке использовать тепло в вулканической породе под поверхностью Исландии, в 2009 году пробил очаг магмы на высоте 2100 м. Потому что это был только третий раз в истории, когда магма была достигнута , IDDP решила инвестировать в отверстие, назвав его IDDP-1.

В скважине был построен 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.[21]

Рекомендации

  1. ^ «Определение магмы». Словарь Merriam-Webster. Мерриам-Вебстер. Получено 28 октября 2018.
  2. ^ БОУЕН, НОРМАН Л. (1947). «МАГМАС». Бюллетень Геологического общества Америки. 58 (4): 263. Дои:10.1130 / 0016-7606 (1947) 58 [263: M] 2.0.CO; 2. ISSN  0016-7606.
  3. ^ Грили, Рональд; Шнайд, Байрон Д. (1991-11-15). «Генерация магмы на Марсе: количество, скорость и сравнение с Землей, Луной и Венерой». Наука. 254 (5034): 996–998. Bibcode:1991Научный ... 254..996Г. Дои:10.1126 / science.254.5034.996. ISSN  0036-8075. PMID  17731523. S2CID  206574665.
  4. ^ Спера, Фрэнк Дж. (2000), «Физические свойства магмы», в: Сигурдссон, Харальдур (главный редактор) (ред.), Энциклопедия вулканов, Академическая пресса, стр. 171–190, ISBN  978-0126431407
  5. ^ Foulger, G.R. (2010). Пластины против плюмов: геологический спор. Уайли – Блэквелл. ISBN  978-1-4051-6148-0.
  6. ^ Detrick, R. S .; Buhl, P .; Вера, Э .; Mutter, J .; Orcutt, J .; Madsen, J .; Брохер, Т. (1987). "Многоканальное сейсмическое изображение очага магмы земной коры вдоль Восточно-Тихоокеанского поднятия". Природа. 326 (6108): 35–41. Bibcode:1987 Натур. 326 ... 35D. Дои:10.1038 / 326035a0. ISSN  0028-0836. S2CID  4311642.
  7. ^ а б Спаркс, Р. Стивен Дж .; Кэшман, Кэтрин В. (2017). «Динамические системы магмы: значение для прогнозирования вулканической активности». Элементы. 13 (1): 35–40. Дои:10.2113 / gselements.13.1.35. ISSN  1811-5209.
  8. ^ а б MCBIRNEY, A.R .; НОЙС, Р. М. (1 августа 1979 г.). «Кристаллизация и расслоение вторжения Скаергаарда». Журнал петрологии. 20 (3): 487–554. Bibcode:1979JPet ... 20..487M. Дои:10.1093 / петрология / 20.3.487. ISSN  0022-3530.
  9. ^ Ученые пробуют магму: только третий раз в истории, Новости и информация Калифорнийского университета в Дэвисе, 26 июня 2009 г.
  10. ^ Магма обнаружена на месте впервые. Физорг (16 декабря 2008 г.)
  11. ^ Пуна-дацитовая магма в Килауэа: неожиданное бурение в активной магме Плакаты, 2008 Eos Trans. AGU, 89 (53), Осеннее собрание.
  12. ^ Watson, E.B .; Хочелла, М. Ф. и Парсонс, И. (редакторы), Стекла и расплавы: связь геохимии и материаловедения, Элементы, том 2, номер 5, (октябрь 2006 г.) стр. 259–297
  13. ^ Wadsworth, Fabian B .; Ведьмак, Тейлор; Vossen, Caron E.J .; Гесс, Кай-Уве; Анвин, Холли Э .; Шой, Беттина; Кастро, Джонатан М .; Дингвелл, Дональд Б. (декабрь 2018 г.). «Комбинированный эффузивно-взрывной кремниевый вулканизм охватывает многофазный переход от вязкого к хрупкому». Nature Communications. 9 (1): 4696. Bibcode:2018NatCo ... 9,4696 Вт. Дои:10.1038 / s41467-018-07187-w. ISSN  2041-1723. ЧВК  6224499. PMID  30409969.
  14. ^ Weidendorfer, D .; Schmidt, M.W .; Mattsson, H.B. (2017). «Общее происхождение карбонатитовых магм». Геология. 45 (6): 507–510. Bibcode:2017Geo .... 45..507Вт. Дои:10.1130 / G38801.1.
  15. ^ Herzberg, C .; Asimow, P.D .; Arndt, N .; Niu, Y .; Lesher, C.M .; Fitton, J.G .; Cheadle, M. J .; Сондерс, А. Д. (2007). «Температуры окружающей мантии и плюмов: ограничители из базальтов, пикритов и коматиитов». Геохимия, геофизика, геосистемы. 8 (2): н / д. Bibcode:2007GGG ..... 8.2006H. Дои:10.1029 / 2006gc001390. HDL:20.500.11919/1080. ISSN  1525-2027.
  16. ^ а б c usu.edu - Геология 326, «Свойства магм», 2005-02-11
  17. ^ Геологическое общество Америки, Пластины, плюмы и парадигмы, стр. 590 и сл., 2005, ISBN  0-8137-2388-4
  18. ^ Кэмпбелл, И. Х. (2005-12-01). «Большие магматические провинции и гипотеза мантийного плюма». Элементы. 1 (5): 265–269. Дои:10.2113 / gselements.1.5.265. ISSN  1811-5209.
  19. ^ Asimow, P.D .; Ленгмюр, К. Х. (2003). «Значение воды для режимов плавления океанической мантии». Природа. 421 (6925): 815–820. Bibcode:2003Натура.421..815А. Дои:10.1038 / природа01429. ISSN  0028-0836. PMID  12594505. S2CID  4342843.
  20. ^ Фаул, Ульрих Х. (2001). «Удержание расплава и сегрегация под срединно-океаническими хребтами». Природа. 410 (6831): 920–923. Bibcode:2001Натура. 410..920F. Дои:10.1038/35073556. ISSN  0028-0836. PMID  11309614. S2CID  4403804.
  21. ^ Уилфред Аллан Элдерс, Гудмундур Омар Фриллейфссон и Бьярни Палссон (2014). Журнал Геотермия, Том. 49 (январь 2014). Elsevier Ltd.