Страница полузащищенная
Из Википедии, бесплатной энциклопедии
Перейти к навигации Перейти к поиску

Лавовый поток на Гавайях . Лава - экструзионный эквивалент магмы.

Магма (от древнегреческого μάγμα ( mágma ), что означает «густая мазь » [1] ) - это расплавленный или полурасплавленный природный материал, из которого сформированы все магматические породы . [2] Магма находится под поверхностью Земли , и доказательства 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, включая зоны субдукции , континентальные рифтовые зоны , [5] срединно-океанические хребты и горячие точки . Мантийные и коровые расплавы мигрируют вверх через кору, где, как полагают, они хранятся в магматических очагах [6] или в межкоровых зонах, богатых кристаллами . [7] Во время хранения в коре состав магмы может быть изменен путем фракционной кристаллизации., загрязнение коровыми расплавами, перемешивание магмы и дегазация. После их подъема через кору, магма может кормить вулкан быть экструдирована в виде лавы или затвердевает под землей , чтобы сформировать вторжение , [8] , такие как магматическая дамба или подоконник .

В то время как изучение магмы исторически основывалось на наблюдении за магмой в форме потоков лавы , магма встречалась на месте трижды во время проектов геотермального бурения - дважды в Исландии (см. Использование магмы для производства энергии ) и один раз на Гавайях. [9] [10] [11] [12]

Физические и химические свойства

Магма состоит из жидкости, в которой обычно находятся взвешенные твердые кристаллы. [13] По мере приближения магмы к поверхности и падения давления в покрывающих слоях растворенные газы начинают отделяться от жидкости в виде пузырьков, так что магма у поверхности состоит как из твердой, жидкой, так и из газовой фаз. [14]

Сочинение

Большинство магматических жидкостей богаты кремнеземом . [8] Редкие несиликатные магмы могут образовываться в результате локального плавления несиликатных минеральных отложений [15] или в результате разделения магмы на отдельные несмешивающиеся силикатные и несиликатные жидкие фазы. [16]

Силикатные магмы - это расплавленные смеси, в которых преобладают кислород и кремний , самые распространенные химические элементы Земли , с меньшими количествами алюминия , кальция , магния , железа , натрия и калия , а также небольшими количествами многих других элементов. [17] Петрологи обычно выражают состав силикатной магмы в терминах веса или молярной массовой доли оксидов основных элементов (кроме кислорода), присутствующих в магме. [18]

Поскольку многие свойства магмы (например, вязкость и температура) коррелируют с содержанием кремнезема, силикатные магмы делятся на четыре химических типа в зависимости от содержания кремнезема: кислые , промежуточные , основные и ультраосновные . [19]

Фельзическая магма

В кислых или кремнистых магмах содержание кремнезема превышает 63%. К ним относятся риолитовые и дацитовые магмы. При таком высоком содержании кремнезема эти магмы чрезвычайно вязкие: от 10 8 сП для горячей риолитовой магмы при 1200 ° C (2190 ° F) до 10 11 сП для холодной риолитовой магмы при 800 ° C (1470 ° F). [20] Для сравнения, вода имеет вязкость около 1 сП. Из-за этой очень высокой вязкости фельзитовые лавы обычно извергаются взрывным образом с образованием пирокластических (фрагментарных) отложений. Тем не менее, лава риолитов иногда извергается извергающимся образом, образуя шипы лавы , лавовые купола.или «кули» (толстые короткие потоки лавы). [21] Лавы обычно фрагментируются при выдавливании, создавая потоки глыбы. Они часто содержат обсидиан . [22]

Фельзические лавы могут извергаться при температуре до 800 ° C (1470 ° F). [23] Необычно горячие (> 950 ° C;> 1740 ° F) риолитовые лавы, однако, могут течь на расстояния во многие десятки километров, например, на равнине Снейк-Ривер на северо-западе США. [24]

Промежуточная магма

Промежуточные или андезитовые магмы содержат от 52% до 63% кремнезема, меньше алюминия и обычно несколько богаче магнием и железом, чем кислые магмы. Промежуточные лавы образуют андезитовые купола и глыбы и могут встречаться на крутых сложных вулканах , например, в Андах . [25] 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 при 1200 ° C (2190 ° F). Это немного больше вязкости гладкого арахисового масла . [26]Промежуточные магмы показывают большую склонность к образованию вкрапленникам , [27] Высшее железо и магний имеют тенденцию проявляться в виде более темной основной массы , в том числе амфибольных или пироксены вкрапленников. [28]

Основные магмы

Мафические или базальтовые магмы имеют содержание диоксида кремния 52% до 45%. Для них характерно высокое содержание ферромагнезита и обычно происходит извержение при температурах от 1100 до 1200 ° C (от 2010 до 2190 ° F). Вязкость может быть относительно низкой, от 10 4 до 10 5 сП, хотя это все еще на много порядков выше, чем у воды. Эта вязкость аналогична кетчупу . [29] Базальтовые лавы, как правило, образуют низкопрофильные щитовые вулканы или базальты паводков., потому что флюидальная лава течет на большие расстояния от жерла. Толщина базальтовой лавы, особенно на низком склоне, может быть намного больше, чем толщина движущегося потока лавы в любой момент времени, потому что базальтовые лавы могут «надуваться» за счет подачи лавы под затвердевшую корку. [30] Большинство базальтовых лав имеют тип Аа или пахоева , а не глыбы. Под водой они могут образовывать подушечные лавы , которые на суше очень похожи на лавы пахоехо с внутренностями. [31]

Ультрабазитические магмы

Ультрабазитовые магмы, такие как пикритовые базальты, коматииты и высокомагнезиальные магмы, образующие бонинит , доводят состав и температуру до предела . Все они имеют содержание диоксида кремния менее 45%. Коматииты содержат более 18% оксида магния и, как полагают, извергались при температуре 1600 ° C (2910 ° F). При этой температуре практически не происходит полимеризации минеральных соединений, создавая очень подвижную жидкость. [32] Считается, что вязкость коматиитовых магм составляет от 100 до 1000 сП, что аналогично вязкости легкого моторного масла. [20] Большинство ультрабазитовых лав не моложе протерозоя , при этом несколько ультраосновных магм известны изФанерозой в Центральной Америке, который приписывают горячему мантийному плюму . Современные коматиитовые лавы неизвестны, поскольку мантия Земли слишком остыла для образования высокомагнезиальных магм. [33]

Акалиновые магмы

Некоторые кислые магмы имеют повышенные содержания оксидов щелочных металлов (натрий и калий), особенно в районах континентального рифтогенеза , участки , перекрывающие глубоко субдуцируемую пластину , или в внутриплитных точках доступа . [34] 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. [35] Оливиновые нефелинитовые магмы являются одновременно ультраосновными и сильно щелочными, и считается, что они пришли из гораздо более глубоких месторождений.мантии на Земле , чем другие магмы. [36]

Некремниевые магмы

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

  • Лавы карбонатита и натрокарбонатита известны из вулкана Ол Доиньо Ленгаи в Танзании , который является единственным примером действующего вулкана карбонатита. [38] Карбонатиты в геологической летописи обычно на 75% состоят из карбонатных минералов с меньшим количеством силикатных минералов, недонасыщенных кремнеземом (таких как слюды и оливин), апатита , магнетита и пирохлора . Это может не отражать исходный состав лавы, который мог включать карбонат натрия.это впоследствии было удалено гидротермальной активностью, хотя лабораторные эксперименты показывают, что магма, богатая кальцитом, возможна. Карбонатитовые лавы демонстрируют стабильные соотношения изотопов, указывающие на то, что они происходят из высокощелочных кремниевых лав, с которыми они всегда связаны, вероятно, за счет разделения несмешивающейся фазы. [39] Натрокарбонатитовые лавы Ол Дойньо Ленгаи состоят в основном из карбоната натрия, примерно вдвое меньше карбоната кальция и вдвое меньше карбоната калия, а также в незначительном количестве галогенидов, фторидов и сульфатов. Лавы чрезвычайно текучие, их вязкость лишь немного выше, чем у воды, и они очень холодные, с измеренными температурами от 491 до 544 ° C (от 916 до 1011 ° F). [40]
  • Считается, что магмы из оксида железа являются источником железной руды в Кируне , Швеция, которая образовалась в протерозое . [16] Лавы оксидов железа плиоценового возраста встречаются в вулканическом комплексе Эль-Лако на границе Чили и Аргентины. [15] Лавы из оксида железа считаются результатом несмешивающегося отделения магмы оксида железа от исходной магмы известково-щелочного или щелочного состава. [16]
  • Потоки серной лавы длиной до 250 метров (820 футов) и шириной 10 метров (33 футов) встречаются на вулкане Ластаррия в Чили. Они образовались в результате плавления отложений серы при температуре до 113 ° C (235 ° F). [15]

Магматические газы

Концентрации разных газов могут значительно различаться. Водяной пар обычно является самым распространенным магматическим газом, за ним следуют двуокись углерода [41] и двуокись серы . Другие основные магматические газы включают сероводород , хлористый водород и фтористый водород . [42]

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

Углекислый газ гораздо менее растворим в магмах, чем вода, и часто выделяется на отдельную жидкую фазу даже на большой глубине. Этим объясняется присутствие флюидных включений диоксида углерода в кристаллах, образовавшихся в магмах на большой глубине. [44]

Реология

Вязкость - ключевое свойство расплава для понимания поведения магм. В то время как температуры в обычных силикатных лавах колеблются от около 800 ° C (1470 ° F) для кислых лав до 1200 ° C (2190 ° F) для основных лав, [23] вязкость тех же лав составляет более семи порядков величины, от От 10 4 сП для основной лавы до 10 11 сП для кислых магм. [23] Вязкость в основном определяется составом, но также зависит от температуры. [20] Тенденция кислой лавы быть более холодной, чем основная лава, увеличивает разницу в вязкости.

Ион кремния небольшой и сильно заряжен, поэтому он имеет сильную тенденцию координироваться с четырьмя ионами кислорода, которые образуют тетраэдрическую структуру вокруг гораздо меньшего иона кремния. Это называется тетраэдром кремнезема . В магме с низким содержанием кремния эти тетраэдры кремнезема изолированы, но по мере увеличения содержания кремния тетраэдры кремнезема начинают частично полимеризоваться, образуя цепи, листы и группы тетраэдров кремнезема, связанных мостиковыми ионами кислорода. Это значительно увеличивает вязкость магмы. [45]

  • Одиночный тетраэдр кремнезема

  • Два тетраэдра кремнезема, соединенные мостиковым ионом кислорода (с розовым оттенком)

Тенденция к полимеризации выражается как NBO / T, где NBO - количество немостиковых ионов кислорода, а T - количество ионов, образующих сетку. Кремний является основным ионом, образующим сеть, но в магмах с высоким содержанием натрия алюминий также действует как формирователь сети, а трехвалентное железо может действовать как формирователь сети, когда другие формирователи сети отсутствуют. Большинство других ионов металлов снижают склонность к полимеризации и описаны как модификаторы сетки. В гипотетической магме, полностью сформированной из расплавленного кремнезема, NBO / T будет равняться 0, тогда как в гипотетической магме с таким низким содержанием сеткообразователей, что не происходит полимеризации, NBO / T будет равняться 4. Ни то, ни другое не является обычным явлением в природе, но базальтовые магмы обычно имеют NBO / T от 0,6 до 0,9, андезитовые магмы имеют NBO / T от 0,3 до 0,5, а риолитовые магмы имеют NBO / T от 0,02 до 0,2. Вода действует как модификатор сети,а растворенная вода резко снижает вязкость расплава. Двуокись углерода нейтрализует модификаторы сетки, поэтому растворенная двуокись углерода увеличивает вязкость. Более высокотемпературные расплавы менее вязкие, поскольку больше тепловой энергии доступно для разрыва связей между кислородом и сеткообразователями.[14]

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 . [46] Другими словами, большинство магм не ведут себя как ньютоновские жидкости, в которых скорость потока пропорциональна напряжению сдвига. Вместо этого типичная магма представляет собой жидкость Бингема , которая проявляет значительное сопротивление течению до тех пор, пока не будет пересечен порог напряжения, называемый пределом текучести. [47] Это приводит к поршневому потокучастично кристаллической магмы. Знакомый пример поршневого потока - зубная паста, выдавленная из тюбика с зубной пастой. Зубная паста получается полутвердой пробкой, потому что сдвиг концентрируется в тонком слое зубной пасты рядом с тюбиком, и только здесь зубная паста ведет себя как жидкость. Тиксотропное поведение также препятствует осаждению кристаллов из магмы. [48] Когда содержание кристаллов достигает примерно 60%, магма перестает вести себя как жидкость и начинает вести себя как твердое тело. Такую смесь кристаллов с расплавленной горной породой иногда называют кристальной кашей . [49]

Магма обычно также является вязкоупругой , что означает, что она течет как жидкость при низких напряжениях, но как только приложенное напряжение превышает критическое значение, расплав не может достаточно быстро рассеять напряжение за счет одной лишь релаксации, что приводит к переходному распространению трещин. Когда напряжения снижаются ниже критического порога, расплав снова вязко расслабляется и залечивает трещину. [50]

Температура

Температуры лав находятся в диапазоне от 700 ° C до 1300 ° C (или от 1300 ° F до 2400 ° F), но очень редкие карбонатитовые магмы могут быть такими же холодными, как 490 ° C [51], а коматиитовые магмы могут быть такими же горячими. как 1600 ° C. [52] Это температуры магмы, выдавленной на поверхность. Иногда магмы обнаруживались во время бурения на геотермальных полях, включая бурение на Гавайях, которое проникало в тело дацитовой магмы на глубине 2488 м (8 163 футов). Температура этой магмы была оценена в 1050 ° C (1922 ° F). Температуры более глубоких магм должны быть выведены из теоретических расчетов и геотермического градиента. [12]

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. [13] Расчеты температур солидуса на вероятных глубинах показывают, что магма, образовавшаяся под областями рифтогенеза, начинается при температуре примерно от 1300 ° C до 1500 ° C. Магма, образующаяся из мантийных плюмов, может иметь температуру до 1600 ° C. Температура магмы, образующейся в зонах субдукции, где водяной пар снижает температуру плавления, может достигать 1060 ° C. [53]

Плотность

Плотность магмы в основном зависит от состава, причем наиболее важным параметром является содержание железа. Магмы также немного расширяются при более низком давлении и более высокой температуре. [54]

По мере приближения магмы к поверхности растворенные газы в магме начинают пузыриться из жидкости. Эти пузыри значительно уменьшают плотность магмы и помогают продвигать ее дальше к поверхности. [55]

Происхождение

Температура внутри Земли описывается геотермическим градиентом , который представляет собой скорость изменения температуры с глубиной. Геотермический градиент устанавливается балансом между нагревом в результате радиоактивного распада в недрах Земли и потерями тепла с поверхности Земли. Геотермический градиент в среднем составляет около 25 ° C / км в верхней части земной коры, но он широко варьируется в зависимости от региона: от минимального значения 5–10 ° C / км в океанических желобах и зонах субдукции до 30–80 ° C / км вдоль средней полосы. -океанские хребты или у мантийных плюмов . [56]С глубиной градиент становится менее крутым, опускаясь всего до 0,25–0,3 ° C / км в мантии, где медленная конвекция эффективно переносит тепло. Средний геотермический градиент обычно не достаточно крутой, чтобы довести породы до точки их плавления где-нибудь в земной коре или верхней мантии, поэтому магма образуется только там, где геотермический градиент необычно крутой или точка плавления породы необычно низкая. Однако подъем магмы к поверхности в таких условиях является наиболее важным процессом для переноса тепла через земную кору. [57]

Камни могут таять в ответ на снижение давления [58], изменение состава (например, добавление воды), [59], повышение температуры, [60] или комбинацию этих процессов. [61] Другие механизмы, такие как таяние от удара метеорита , сегодня менее важны, но удары во время аккреции Земли привели к обширному таянию, и внешние несколько сотен километров нашей ранней Земли, вероятно, были океаном магмы. [62] Удары крупных метеоритов за последние несколько сотен миллионов лет были предложены как один из механизмов, ответственных за обширный базальтовый магматизм нескольких крупных магматических провинций. [63]

Декомпрессия

Декомпрессионное плавление происходит из-за снижения давления. [64] Это самый важный механизм образования магмы из верхней мантии. [65]

Температуры солидуса большинства горных пород (температуры, ниже которых они полностью твердые) повышаются с увеличением давления в отсутствие воды. Перидотит на глубине мантии Земли может быть горячее, чем его температура солидуса на некотором более мелком уровне. Если такая порода поднимается во время конвекции твердой мантии, она немного остынет, поскольку расширяется в адиабатическом процессе , но охлаждение составляет всего около 0,3 ° C на километр. Экспериментальные исследования соответствующего перидотитаобразцы показывают, что температура солидуса увеличивается на 3–4 ° C на километр. Если камень поднимется достаточно высоко, он начнет таять. Капли расплава могут сливаться в большие объемы и подниматься вверх. Этот процесс таяния из-за восходящего движения твердой мантии имеет решающее значение в эволюции Земли. [61]

Декомпрессионное таяние создает океаническую кору на срединных океанских хребтах , что делает ее, безусловно, самым важным источником магмы на Земле. [65] 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 темой продолжающихся исследований. [66]

Воздействие воды и углекислого газа

Изменение состава горных пород, наиболее ответственное за создание магмы, - это добавление воды. Вода понижает температуру солидуса горных пород при заданном давлении. Например, на глубине около 100 километров перидотит начинает плавиться при температуре около 800 ° C в присутствии избытка воды, но около 1500 ° C в отсутствие воды или выше. [67] Вода вытесняется из океанической литосферы в зонах субдукции и вызывает таяние в вышележащей мантии. Водные магмы, состоящие из базальта и андезита, образуются прямо или косвенно в результате дегидратации в процессе субдукции. Такие магмы и магмы, полученные из них, образуют островные дуги, такие как в Тихоокеанском огненном кольце .[68] Эти магмы образуют породы известково-щелочной серии, которые составляют важную часть континентальной коры . [69]

Добавление углекислого газа является относительно гораздо менее важной причиной образования магмы, чем добавление воды, но возникновение некоторых недонасыщенных кремнеземом магм объясняется преобладанием углекислого газа над водой в областях их источников мантии. В присутствии диоксида углерода эксперименты подтверждают, что температура солидуса перидотита снижается примерно на 200 ° C в узком интервале давлений при давлениях, соответствующих глубине около 70 км. На больших глубинах углекислый газ может иметь больший эффект: на глубинах примерно до 200 км температуры начального плавления карбонизированного перидотитового состава были определены на 450-600 ° С ниже, чем для того же состава без диоксида углерода. [70] Магмы горных пород, таких какнефелинит , карбонатит и кимберлит относятся к числу тех, которые могут образовываться в результате притока углекислого газа в мантию на глубинах более 70 км. [71] [72]

Повышение температуры

Повышение температуры - наиболее типичный механизм образования магмы в континентальной коре. Такое повышение температуры может происходить из-за восходящего вторжения магмы из мантии. Температуры также могут превышать значение солидуса коры в континентальной коре, утолщенной за счет сжатия на границе плиты . [73] Граница плит между индийскими и азиатскими континентальными массивами представляет собой хорошо изученный пример, так как Тибетское плато к северу от границы имеет толщину коры около 80 километров, что примерно вдвое превышает толщину нормальной континентальной коры. Исследования электрического сопротивления , выведенные из магнитотеллурических данных обнаружили слой , который , как представляется , содержит силикаттает, и это простирается по крайней мере на 1000 километров в пределах средней коры вдоль южной окраины Тибетского плато. [74] Гранит и риолит - это типы вулканической породы, которые обычно интерпретируются как продукты плавления континентальной коры из-за повышения температуры. Повышение температуры также может способствовать таянию литосферы, затянутой в зону субдукции.

Процесс плавления

Фазовая диаграмма для системы диопсид-анортит

Когда горные породы плавятся, это происходит при различных температурах, потому что большинство горных пород состоит из нескольких минералов , каждый из которых имеет разную температуру плавления. Температура, при которой появляется первый расплав (солидус), ниже, чем температура плавления любого из чистых минералов. Это похоже на снижение температуры плавления льда, когда он смешивается с солью. Первый расплав называется эвтектическим и имеет состав, который зависит от комбинации присутствующих минералов. [75]

Например, смесь анортита и диопсида , которые являются двумя преобладающими минералами в базальте , начинает плавиться при температуре около 1274 ° C. Это значительно ниже температуры плавления 1392 ° C для чистого диопсида и 1553 ° C для чистого анортита. Полученный расплав состоит примерно на 43 мас.% Анортита. [76]Поскольку к породе добавляется дополнительное тепло, температура остается на уровне 1274 ° C до полного расплавления анортита или диопсида. Затем температура повышается по мере того, как оставшийся минерал продолжает плавиться, что смещает состав расплава от эвтектики. Например, если содержание анортита превышает 43%, весь запас диопсида будет плавиться при 1274 ° C вместе с достаточным количеством анортита, чтобы сохранить расплав с эвтектическим составом. Дальнейшее нагревание вызывает медленное повышение температуры, поскольку оставшийся анортит постепенно плавится, и расплав становится все более богатым анортитовой жидкостью. Если в смеси будет лишь небольшой избыток анортита, он расплавится до того, как температура поднимется намного выше 1274 ° C. Если смесь почти полностью состоит из анортита,температура достигнет почти точки плавления чистого анортита до того, как будет расплавлен весь анортит. Если содержание анортита в смеси меньше 43%, то весь анортит будет плавиться при температуре эвтектики вместе с частью диопсида, а оставшийся диопсид затем постепенно плавится по мере того, как температура продолжает расти.[75]

Из-за эвтектического плавления состав расплава может сильно отличаться от исходной породы. Например, смесь 10% анортита с диопсидом может частично плавиться примерно на 23% до того, как расплав отклонится от эвтектики, которая имеет состав примерно 43% анортита. Этот эффект частичного плавления отражается на составе различных магм. Низкая степень частичного плавления верхней мантии (от 2% до 4%) может привести к образованию сильно щелочных магм, таких как меллилиты , в то время как более высокая степень частичного плавления (от 8% до 11%) может привести к образованию щелочных оливиновых базальтов. [77] Океанические магмы, вероятно, являются результатом частичного плавления от 3% до 15% материнской породы. [78] Некоторые известково-щелочные гранитоиды.может быть получен путем частичного плавления с высокой степенью от 15% до 30%. [79] Магмы с высоким содержанием магния, такие как коматиит и пикрит , также могут быть продуктами высокой степени частичного плавления мантийных пород. [80]

Определенные химические элементы, называемые несовместимыми элементами , имеют комбинацию ионного радиуса и ионного заряда, которая отличается от таковой у более распространенных элементов в материнской породе. Ионы этих элементов довольно плохо вписываются в структуру минералов, составляющих материнскую породу, и легко покидают твердые минералы, чтобы стать высококонцентрированными в расплавах, образованных при низкой степени частичного плавления. Несовместимые элементы обычно включают калий , барий , цезий и рубидий., которые являются крупными и слабо заряженными (литофильные элементы с большими ионами, или LILE), а также элементы, ионы которых несут высокий заряд (элементы с высокой напряженностью поля, или HSFE), которые включают такие элементы, как цирконий , ниобий , гафний , тантал , редкоземельные элементы и актиниды . Калий может настолько обогатиться расплавом, полученным в результате очень низкой степени частичного плавления, что, когда магма впоследствии охлаждается и затвердевает, она образует необычную калиевую породу, такую ​​как лампрофир , лампроит или кимберлит . [81]

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. [82] Расплав быстро отделяется от материнской породы, когда степень частичного плавления превышает 30%. Однако обычно гораздо меньше 30% материнской породы расплавляется до того, как истощится запас тепла. [83]

Пегматит может быть получен при низких степенях частичного плавления корки. [84] Некоторые магмы гранитного состава являются эвтектическими (или котектическими) расплавами, и они могут образовываться в результате частичного плавления коры от низкой до высокой степени, а также путем фракционной кристаллизации . [85]

Эволюция магм

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

Большинство магм полностью расплавляются только на небольшом отрезке своей истории. Чаще это смеси расплава и кристаллов, а иногда и пузырьки газа. [14] Расплав, кристаллы и пузырьки обычно имеют разную плотность, поэтому они могут разделяться по мере развития магмы. [86]

По мере охлаждения магмы минералы обычно кристаллизуются из расплава при разных температурах. Это напоминает первоначальный процесс плавления в обратном порядке. Однако, поскольку расплав обычно отделяется от исходной материнской породы и перемещается на меньшую глубину, обратный процесс кристаллизации не совсем идентичен. Например, если бы расплав содержал по 50% диопсида и анортита, то анортит начал бы кристаллизоваться из расплава при температуре несколько выше, чем температура эвтектики, составляющая 1274 ° C. Это смещает оставшийся расплав в сторону его эвтектического состава, состоящего из 43% диопсида. Эвтектика достигается при 1274 ° C, температуре, при которой диопсид и анортит начинают совместно кристаллизоваться. Если бы расплав содержал 90% диопсида, диопсид начинал бы кристаллизоваться первым, пока не будет достигнута эвтектика.[87]

Если бы кристаллы оставались взвешенными в расплаве, процесс кристаллизации не изменил бы общий состав расплава плюс твердые минералы. Эта ситуация описывается как равновесная кристаллизация . Тем не менее, в серии экспериментов , кульминации его 1915 бумаги, кристаллизация дифференциация в силикатных жидкостях , [88] Норман Л. Боуэна показал , что кристаллы оливина и диопсида , что кристаллизуется из расплава охлаждения из форстерита , диопсида, и кремнезем будет тонуть через таяние в геологически значимых временных масштабах. Впоследствии геологи обнаружили значительные полевые свидетельства такой фракционной кристаллизации . [86]

Когда кристаллы отделяются от магмы, остаточная магма будет отличаться по составу от материнской магмы. Например, магма габброидного состава может образовывать остаточный расплав гранитного состава, если от магмы отделяются ранее образовавшиеся кристаллы. [89] Габбро может иметь температуру ликвидуса около 1200 ° C, [90] а производный расплав гранитной композиции может иметь температуру ликвидуса всего около 700 ° C. [91] Несовместимые элементы концентрируются в последних остатках магмы во время фракционной кристаллизации и в первых расплавах, образовавшихся во время частичного плавления: любой процесс может образовывать магму, которая кристаллизуется в пегматит., тип горных пород, обычно обогащенный несовместимыми элементами. Серия реакций Боуэна важна для понимания идеализированной последовательности фракционной кристаллизации магмы.

Состав магмы может быть определен другими процессами, кроме частичного плавления и фракционной кристаллизации. Например, магмы обычно взаимодействуют с породами, в которые они проникают, как за счет плавления этих пород, так и за счет реакции с ними. Ассимиляция у кровли магматического очага и фракционная кристаллизация у его основания могут даже происходить одновременно. Магмы разного состава могут смешиваться друг с другом. В редких случаях расплавы могут разделяться на два несмешивающихся расплава контрастного состава. [92]

Первичные магмы

Когда горная порода тает, жидкость представляет собой первичную магму . Первичные магмы не претерпели никакой дифференциации и представляют собой исходный состав магмы. [93] На практике трудно однозначно идентифицировать первичные магмы [94], хотя было высказано предположение, что бонинит представляет собой разновидность андезита, кристаллизованного из первичной магмы. [95] Великая Дайка из Зимбабве также интерпретируется как рок кристаллизуют из первичной магмы. [96] Интерпретация лейкоса из мигматитов в качестве первичных магм противоречат циркону данных, что предполагает лейкосома представляет собой остаток (акумулятивная порода ), оставленные извлечением первичной магмы. [97]

Родительская магма

Когда невозможно найти примитивный или первичный состав магмы, часто бывает полезно попытаться идентифицировать родительскую магму. [94] Родоначальная магма - это состав магмы, из которого наблюдаемый диапазон химического состава магмы был получен процессами магматической дифференциации . Это не обязательно должна быть примитивная плавка. [98]

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

Миграция и затвердевание

Магма развивается в мантии или коре, где температура и давление благоприятствуют расплавленному состоянию. После образования магма плавно поднимается к поверхности Земли из-за ее меньшей плотности, чем материнская порода. [99] По мере того, как магма мигрирует через кору, она может накапливаться и находиться в магматических очагах (хотя недавние исследования предполагают, что магма может храниться в межкоровых зонах, богатых кристаллами, а не преимущественно в камерах жидкой магмы [7] ). Магма может оставаться в камере до тех пор, пока она не остынет и не кристаллизуется с образованием интрузивной породы , не извергнется как вулкан или не перейдет в другую камеру магмы.

Плутонизм

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

Вулканизм

Магма, которая вытесняется на поверхность во время извержения вулкана, называется лавой . Лава остывает и затвердевает относительно быстро по сравнению с подземными телами магмы. Такое быстрое охлаждение не позволяет кристаллам вырасти большими, а часть расплава вообще не кристаллизуется, превращаясь в стекло. Камни, в основном состоящие из вулканического стекла, включают обсидиан , шлак и пемзу .

До и во время извержений вулканов летучие вещества, такие как CO 2 и H 2 O, частично покидают расплав в результате процесса, известного как распад . Магма с низким содержанием воды становится все более вязкой . Если при извержении вулкана магма устремляется вверх, происходит массовое распадение, то в результате извержение обычно носит взрывной характер.

Использование в производстве энергии

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

В скважине был сооружен цементированный стальной корпус с перфорацией на дне рядом с магмой. Высокие температуры и давление магматического пара использовались для выработки 36 МВт электроэнергии, что сделало IDDP-1 первой в мире геотермальной системой, усиленной магмой. [100]

Рекомендации

  1. ^ «Определение магмы» . Словарь Мерриама-Вебстера . Мерриам-Вебстер . Проверено 28 октября 2018 .
  2. ^ Боуэна, НОРМАНА Л. (1947). «МАГМАС». 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). «Генерация магмы на Марсе: количество, скорость и сравнение с Землей, Луной и Венерой». Наука . 254 (5034): 996–998. 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 Магма", в Sigurdsson, Haraldur (редактор главный редактор ) (ред.), Энциклопедия Вулканы , Academic Press , стр. 171-190, ISBN 978-0126431407
  5. ^ Foulger, GR (2010). Пластины против плюмов: геологический спор . Уайли – Блэквелл. ISBN 978-1-4051-6148-0.
  6. ^ Детрик, RS; 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 : 1987Natur.326 ... 35D . DOI : 10.1038 / 326035a0 . ISSN 0028-0836 . S2CID 4311642 .  
  7. ^ a b Спаркс, Р. Стивен Дж .; Кэшман, Кэтрин В. (2017). «Динамические системы магмы: значение для прогнозирования вулканической активности». Элементы . 13 (1): 35–40. DOI : 10,2113 / gselements.13.1.35 . ISSN 1811-5209 . 
  8. ^ a b МАКБИРНИ, АР; НОЙС, RM (1979-08-01). «Кристаллизация и наслоение вторжения Скаергаарда» . Журнал петрологии . 20 (3): 487–554. Bibcode : 1979JPet ... 20..487M . DOI : 10.1093 / петрологии / 20.3.487 . ISSN 0022-3530 . 
  9. ^ Ученые 'Drill Hits Magma: Only Third Time on Record , UC Davis News and Information, 26 июня 2009 г.
  10. Магма, обнаруженная на месте впервые . Физорг (16 декабря 2008 г.)
  11. ^ Puna Дацитовая Магма на Килауэа: Неожиданное Drilling в активную Афиши Magma , 2008 Eos Trans. AGU, 89 (53), Осеннее собрание.
  12. ^ a b Теплоу, Уильям; Марш, Брюс; Хюлен, Джефф; Спилман, Пол; Калеикини, Майк; Фитч, Дэвид; Рикард, Уильям (2009). «Дацитовый расплав на месторождении Puna Geothermal Venture Wellfield, Большой остров Гавайи» (PDF) . GRC-транзакции . 33 : 989–994 . Проверено 8 февраля 2021 года .
  13. ^ a b Philpotts, Anthony R .; Агу, Джей Дж. (2009). Основы магматической и метаморфической петрологии (2-е изд.). Кембридж, Великобритания: Издательство Кембриджского университета. С. 19–20. ISBN 9780521880060.
  14. ^ a b c Шминке, Ганс-Ульрих (2003). Вулканизм . Берлин: Springer. п. 49-50. ISBN 9783540436508.
  15. ^ a b c Guijón, R .; Henríquez, F .; Наранхо, Дж. А. (2011). «Геологические, географические и правовые аспекты сохранения уникальных потоков оксида железа и серы в вулканических комплексах Эль-Лако и Ластаррия, Центральные Анды, Северный Чили» . Географическое наследие . 3 (4): 99–315. DOI : 10.1007 / s12371-011-0045-х . S2CID 129179725 . 
  16. ^ a b c Харлов Д.Е .; и другие. (2002). «Апатит-монацитовые отношения в магнетит-апатитовой руде Киирунаваара, север Швеции» . Химическая геология . 191 (1–3): 47–72. Bibcode : 2002ChGeo.191 ... 47H . DOI : 10.1016 / s0009-2541 (02) 00148-1 .
  17. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 19.
  18. ^ Филпоттс & Ague 2009 , стр. 132-133.
  19. ^ Каск, РАФ; Райт, СП (1987). Вулканические толщи . Unwin Hyman Inc. стр. 528. ISBN 978-0-04-552022-0.
  20. ^ a b c Philpotts & Ague 2009 , стр. 23.
  21. ^ Филпоттс & Ague 2009 , стр. 70-77.
  22. ^ Schmincke 2003 , стр. 132.
  23. ^ a b c Philpotts & Ague 2009 , стр. 20.
  24. ^ Bonnichsen, B .; Кауфман Д.Ф. (1987). «Физические особенности риолитовых лавовых потоков в вулканической провинции Снейк-Ривер-Плейн на юго-западе Айдахо». Специальная статья Геологического общества Америки . Специальные статьи Геологического общества Америки. 212 : 119–145. DOI : 10.1130 / SPE212-P119 . ISBN 0-8137-2212-8.
  25. ^ Schmincke 2003 , стр. 21-24,132,143.
  26. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 23-611.
  27. Такеучи, Синго (5 октября 2011 г.). «Вязкость до прорыва магмы: важная мера извержения магмы» . Журнал геофизических исследований . 116 (B10): B10201. Bibcode : 2011JGRB..11610201T . DOI : 10.1029 / 2011JB008243 .
  28. ^ Филпоттс & Ague 2009 , стр. 1376-377.
  29. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 23-25.
  30. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 53-55, 59-64.
  31. ^ Schmincke 2003 , стр. 128-132.
  32. Перейти ↑ Arndt, NT (1994). «Архейские коматииты». В Конди, KC (ред.). Эволюция архейской коры . Амстердам: Эльзевир. п. 19. ISBN 978-0-444-81621-4.
  33. ^ Филпоттс & Ague 2009 , стр. 399-400.
  34. ^ Филпоттс & Ague 2009 , стр. 139-148.
  35. ^ Филпоттс & Ague 2009 , стр. 606-607.
  36. ^ «Вулканический пояс Стикин: гора вулкана» . Каталог канадских вулканов . Архивировано из оригинала на 2009-03-07 . Проверено 23 ноября 2007 года .
  37. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 145.
  38. ^ Вик Кэмп, Как работают вулканы , Необычные типы лавы , Государственный университет Сан-Диего , Геология
  39. ^ Филпоттс & Ague 2009 , стр. 396-397.
  40. ^ Келлер, Йорг; Краффт, Морис (ноябрь 1990). "Избыточная натрокарбонатитовая активность Олдоиньо Ленгаи, июнь 1988 г.". Вестник вулканологии . 52 (8): 629–645. Bibcode : 1990BVol ... 52..629K . DOI : 10.1007 / BF00301213 . S2CID 129106033 . 
  41. ^ Pedone, M .; Aiuppa, A .; Giudice, G .; Grassa, F .; Francofonte, V .; Bergsson, B .; Ильинская, Е. (2014). «Настраиваемые диодные лазерные измерения гидротермального / вулканического CO2 и их значение для глобального бюджета CO2» . Твердая Земля . 5 (2): 1209–1221. Bibcode : 2014SolE .... 5.1209P . DOI : 10,5194 / с-5-1209-2014 .
  42. ^ Schmincke 2003 , стр. 42.
  43. ^ Филпоттс & Ague 2009 , стр. 244-250.
  44. ^ а б Шминке 2003 , стр. 44.
  45. ^ Schmincke 2003 , стр. 38-41.
  46. ^ Пинкертон, H .; Багдасаров, Н. (2004). «Переходные явления в везикулярных потоках лавы на основе лабораторных экспериментов с материалами-аналогами». Журнал вулканологии и геотермальных исследований . 132 (2–3): 115–136. Bibcode : 2004JVGR..132..115B . DOI : 10.1016 / s0377-0273 (03) 00341-х .
  47. ^ Schmincke 2003 , стр. 39-40.
  48. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 40.
  49. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 16.
  50. ^ Уодсворт, Фабиан Б .; Ведьмак, Тейлор; Vossen, Caron EJ; Гесс, Кай-Уве; Анвин, Холли Э .; Шой, Беттина; Кастро, Джонатан М .; Дингвелл, Дональд Б. (декабрь 2018 г.). «Комбинированный эффузивно-взрывной кремнистый вулканизм охватывает многофазный переход от вязкого к хрупкому» . Nature Communications . 9 (1): 4696. Bibcode : 2018NatCo ... 9.4696W . DOI : 10.1038 / s41467-018-07187-ш . ISSN 2041-1723 . PMC 6224499 . PMID 30409969 .   
  51. ^ Weidendorfer, D .; Шмидт, МВт; Матссон, HB (2017). «Общее происхождение карбонатитовых магм» . Геология . 45 (6): 507–510. Bibcode : 2017Geo .... 45..507W . DOI : 10.1130 / G38801.1 .
  52. ^ Herzberg, C .; Asimow, PD; Arndt, N .; Niu, Y .; Lesher, CM; Фиттон, Дж. Г.; Чидл, MJ; Сондерс, AD (2007). «Температура окружающей мантии и плюмов: ограничители из базальтов, пикритов и коматиитов» . Геохимия, геофизика, геосистемы . 8 (2): н / д. Bibcode : 2007GGG ..... 8.2006H . DOI : 10.1029 / 2006gc001390 . ЛВП : 20.500.11919 / 1080 . ISSN 1525-2027 . 
  53. ^ Филпоттс & Ague 2009 , стр. 593-597.
  54. ^ a b c d usu.edu - Геология 326, «Свойства магм» , 2005-02-11
  55. ^ Schmincke 2003 , стр. 50.
  56. ^ Ричардс, Массачусетс; Дункан, РА; Куртильо, В.Е. (1989). «Базальты паводков и следы горячих точек: головы и хвосты плюмов». Наука . 246 (4926): 103–107. Bibcode : 1989Sci ... 246..103R . DOI : 10.1126 / science.246.4926.103 . PMID 17837768 . S2CID 9147772 .  
  57. ^ Филпоттс & Ague 2009 , стр. 6-13.
  58. ^ Геологическое общество Америки, пластины, плюмы и парадигмы , стр. 590 и далее, 2005, ISBN 0-8137-2388-4 
  59. ^ Asimow, PD; Ленгмюр, CH (2003). «Значение воды для режимов плавления океанической мантии». Природа . 421 (6925): 815–820. Bibcode : 2003Natur.421..815A . DOI : 10,1038 / природа01429 . ISSN 0028-0836 . PMID 12594505 . S2CID 4342843 .   
  60. ^ Кэмпбелл, IH (2005-12-01). «Большие магматические провинции и гипотеза мантийного плюма». Элементы . 1 (5): 265–269. DOI : 10.2113 / gselements.1.5.265 . ISSN 1811-5209 . 
  61. ^ a b Philpotts & Auge 2009 , стр. 591-599.
  62. ^ Тонкс, В. Брайан; Мелош, Х. Джей (25 марта 1993 г.). «Образование океана магмы из-за гигантских ударов». Журнал геофизических исследований: планеты . 98 (E3): 5319–5333. Bibcode : 1993JGR .... 98.5319T . DOI : 10.1029 / 92JE02726 .
  63. ^ Джонс, Адриан П .; Прайс, Г. Давид; Прайс, Невилл Дж .; ДеКарли, Пол С .; Клегг, Ричард А. (сентябрь 2002 г.). «Таяние, вызванное воздействием, и развитие крупных вулканических провинций». Письма о Земле и планетологии . 202 (3–4): 551–561. Bibcode : 2002E и PSL.202..551J . DOI : 10.1016 / S0012-821X (02) 00824-5 .
  64. ^ Джефф С. Браун; CJ Hawkesworth; RCL Wilson (1992). Понимание Земли (2-е изд.). Издательство Кембриджского университета. п. 93. ISBN 0-521-42740-1.
  65. ^ a b Philpotts, Ague & 2009 593 .
  66. ^ Homrighausen, S .; Geldmacher, J .; Hoernle, K .; Руни, Т. (2021). «Внутриплитный вулканизм». Энциклопедия геологии : 52–59. DOI : 10.1016 / B978-0-12-409548-9.12498-4 . ISBN 9780081029091.
  67. ^ Grove, TL; Chatterjee, N .; Парман, SW; Медард, Э. (2006). «Влияние H 2 O на плавление мантийного клина». Письма о Земле и планетологии . 249 (1–2): 74–89. Bibcode : 2006E и PSL.249 ... 74G . DOI : 10.1016 / j.epsl.2006.06.043 .
  68. ^ Стерн, Роберт Дж. (2002), «Зоны субдукции», Обзоры геофизики , 40 (4): 24–31, Bibcode : 2002RvGeo..40.1012S , doi : 10.1029 / 2001RG000108
  69. ^ Филпоттс & Ague 2009 , стр. 374-380.
  70. ^ Dasgupta, R .; Хиршманн, ММ (2007). «Влияние переменной концентрации карбонатов на солидус мантийного перидотита». Американский минералог . 92 (2–3): 370–379. Bibcode : 2007AmMin..92..370D . DOI : 10,2138 / am.2007.2201 . S2CID 95932394 . 
  71. ^ Wyllie, Питер Дж .; Хуан, Уу-Лян (сентябрь 1975 г.). «Влияние мантийного СО2 на образование карбонатитов и кимберлитов». Природа . 257 (5524): 297–299. Bibcode : 1975Natur.257..297W . DOI : 10.1038 / 257297a0 . S2CID 4267906 . 
  72. ^ Филпоттс & Ague 2009 , стр. 259-261, 394-397.
  73. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 597-599.
  74. ^ Ансуорт, MJ; и другие. (2005). «Реология земной коры Гималаев и Южного Тибета на основе магнитотеллурических данных». Природа . 438 (7064): 78–81. Bibcode : 2005Natur.438 ... 78U . DOI : 10,1038 / природа04154 . PMID 16267552 . S2CID 4359642 .  
  75. ^ a b Philpotts & Ague 2009 , стр. 195-197.
  76. ^ Осборн, EF; Tait, DB (1952). «Система диопсид-форстерит-анортит» (PDF) . Являюсь. J. Sci . 250 : 413–433 . Проверено 9 февраля 2021 года .
  77. ^ Цзоу, Хайбо; Зиндлер, Алан (февраль 1996 г.). «Ограничения на степень динамического частичного плавления и исходный состав с использованием соотношений концентраций в магмах». Geochimica et Cosmochimica Acta . 60 (4): 711–717. Bibcode : 1996GeCoA..60..711Z . DOI : 10.1016 / 0016-7037 (95) 00434-3 .
  78. Перейти ↑ Haase, Karsten M. (октябрь 1996). «Взаимосвязь между возрастом литосферы и составом океанических магм: ограничения на частичное плавление, мантийные источники и термическая структура плит». Письма о Земле и планетологии . 144 (1–2): 75–92. Bibcode : 1996E и PSL.144 ... 75H . DOI : 10.1016 / 0012-821X (96) 00145-8 .
  79. ^ Farahat, Esam S .; Заки, Рафат; Хаузенбергер, Кристоф; Сами, Мабрук (ноябрь 2011 г.). «Неопротерозойские известково-щелочные глиноземистые гранитоиды плутона Делейхимми, Центрально-Восточная пустыня, Египет: последствия для перехода от поздней к постколлизионной тектономагматической эволюции на севере Аравийско-Нубийского щита». Геологический журнал . 46 (6): 544–560. DOI : 10.1002 / gj.1289 .
  80. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 400.
  81. ^ Albarède, Фрэнсис (2003). Геохимия: введение . Издательство Кембриджского университета. ISBN 978-0-521-89148-6.
  82. ^ Фаул, Ульрих Х. (2001). «Удержание расплава и сегрегация под срединно-океаническими хребтами». Природа . 410 (6831): 920–923. Bibcode : 2001Natur.410..920F . DOI : 10.1038 / 35073556 . ISSN 0028-0836 . PMID 11309614 . S2CID 4403804 .   
  83. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 400, 599.
  84. ^ Баррос, Рената; Менуге, Джулиан Ф. (июль 2016 г.). «Происхождение сподуменовых пегматитов, связанных с гранитом Лейнстера в Юго-Восточной Ирландии». Канадский минералог . 54 (4): 847–862. DOI : 10,3749 / canmin.1600027 . hdl : 10197/11562 .
  85. ^ Харрис, NBW; Ингер, С. (март 1992 г.). «Моделирование микроэлементов пелитовых гранитов». Вклад в минералогию и петрологию . 110 (1): 46–56. Bibcode : 1992CoMP..110 ... 46H . DOI : 10.1007 / BF00310881 . S2CID 129798034 . 
  86. ^ a b Philpotts & Ague 2009 , стр. 321. Ошибка цитирования: указанная ссылка "FOOTNOTEPhilpottsAgue2009321" была определена несколько раз с разным содержанием (см. Страницу справки ).
  87. ^ Филпоттс & Ague 2009 , стр. 200.
  88. Перейти ↑ Bowen, NL (1915). «Кристаллизация-дифференциация в силикатных жидкостях». Американский журнал науки . 4 (230): 175–191. Bibcode : 1915AmJS ... 39..175B . DOI : 10.2475 / ajs.s4-39.230.175 .
  89. ^ Филпоттс & Ague 2009 , стр. 378.
  90. ^ Thy, P .; Тегнер, С .; Лешер, CE (1 октября 2009 г.). «Температуры ликвидуса магмы Скаергаарда». Американский минералог . 94 (10): 1371–1376. Bibcode : 2009AmMin..94.1371T . DOI : 10,2138 / am.2009.3058 . S2CID 128524162 . 
  91. ^ Лют, Уильям С .; Jahns, Ричард Х .; Таттл, О. Франк (15 февраля 1964 г.). «Гранитная система при давлении от 4 до 10 килобар». Журнал геофизических исследований . 69 (4): 759–773. Bibcode : 1964JGR .... 69..759L . DOI : 10.1029 / JZ069i004p00759 .
  92. ^ Philpotts et al .
  93. ^ Джексон, Джулия А., изд. (1997). «Первичная магма». Глоссарий геологии (Четвертое изд.). Александрия, Вириджиния: Американский геологический институт. ISBN 0922152349.
  94. ^ a b Philpotts & Ague 2009 , стр. 316.
  95. ^ Курода, N .; Шираки, К .; Урано, Х. (декабрь 1978 г.). «Бонинит как возможная известково-щелочная первичная магма». Бюллетень Volcanologique . 41 (4): 563–575. Bibcode : 1978BVol ... 41..563K . DOI : 10.1007 / BF02597387 . S2CID 129262580 . 
  96. ^ Schoenberg, R .; Nägler, Th.F .; Gnos, E .; Kramers, JD; Камбер, Б.С. (сентябрь 2003 г.). «Источник Великой дамбы, Зимбабве и его тектоническое значение: данные изотопов Re-Os». Журнал геологии . 111 (5): 565–578. Bibcode : 2003JG .... 111..565S . DOI : 10.1086 / 376766 . S2CID 129598002 . 
  97. ^ Moecher, Дэвид П .; Самсон, Скотт Д.; Миллер, Кальвин Ф. (май 2004 г.). «Точное время и условия пикового таконского метаморфизма гранулитовой фации в орогене Южных Аппалачей, США, с последствиями для поведения циркона во время событий плавления земной коры». Журнал геологии . 112 (3): 289–304. Bibcode : 2004JG .... 112..289M . DOI : 10.1086 / 382760 . S2CID 109931682 . 
  98. ^ Джексон 1997 , "Родительская магма".
  99. ^ Philpotts & Ague 2009 , стр. 80.
  100. ^ Уилфред Allan Старейшины, Гудмундур Omar Friðleifsson и Bjarni Пальссон (2014). Журнал Геотермия, Том. 49 (январь 2014 г.) . Elsevier Ltd.