stringtranslate.com

ماگما

ماگما را می توان در گوشته یا پوسته مذاب یافت.

ماگما (از یونانی باستان μάγμα ( mágma )  ' غیر ضخیم ') [1] ماده طبیعی مذاب یا نیمه مذابی است که همه سنگ های آذرین از آن تشکیل می شوند. [2] ماگما (گاهی اوقات به صورت عامیانه اما به اشتباه به عنوان گدازه شناخته می شود ) در زیر سطح زمین یافت می شود و شواهدی از ماگماتیسم در سایر سیارات زمینی و برخی از ماهواره های طبیعی نیز کشف شده است . [3] علاوه بر سنگ مذاب، ماگما ممکن است حاوی کریستال‌های معلق و حباب‌های گاز نیز باشد . [4]

ماگما از ذوب گوشته یا پوسته در محیط‌های مختلف تکتونیکی تولید می‌شود که در زمین شامل مناطق فرورانش ، مناطق شکاف قاره‌ای ، [5] پشته‌های میانی اقیانوسی و نقاط داغ است . مذاب های گوشته و پوسته از طریق پوسته به سمت بالا مهاجرت می کنند، جایی که تصور می شود در اتاقک های ماگمایی [6] یا مناطق غلیظ کریستالی ترانس پوسته ذخیره می شوند . [7] در طول ذخیره‌سازی ماگما در پوسته، ترکیب آن ممکن است با کریستالیزاسیون جزئی ، آلودگی با مذاب‌های پوسته، اختلاط ماگما، و گاززدایی اصلاح شود. پس از صعود از میان پوسته، ماگما ممکن است یک آتشفشان را تغذیه کند و به صورت گدازه بیرون رانده شود، یا ممکن است در زیر زمین جامد شود و نفوذی ایجاد کند ، [8] مانند دایک ، آستانه ، لاکولیت ، پلوتون ، یا باتولیت . [9]

در حالی که مطالعه ماگما بر مشاهده ماگما پس از تبدیل آن به جریان گدازه تکیه کرده است ، ماگما سه بار در محل در طول پروژه های حفاری زمین گرمایی ، دو بار در ایسلند (به استفاده در تولید انرژی مراجعه کنید) و یک بار در هاوایی مواجه شده است. [10] [11] [12] [13]

خواص فیزیکی و شیمیایی

ماگما از سنگ مایع تشکیل شده است که معمولاً حاوی بلورهای جامد معلق است. [14] با نزدیک شدن ماگما به سطح و کاهش فشار روباره ، گازهای محلول از مایع خارج می شوند، به طوری که ماگمای نزدیک سطح از موادی در فازهای جامد، مایع و گاز تشکیل می شود . [15]

ترکیب

بیشتر ماگما سرشار از سیلیس است . [8] ماگمای غیر سیلیکات نادر می تواند با ذوب موضعی ذخایر معدنی غیر سیلیکات [16] یا با جداسازی یک ماگما به فازهای سیلیکات غیرقابل اختلاط و مایع غیر سیلیکات جداگانه تشکیل شود. [17]

ماگماهای سیلیکات مخلوط‌های مذابی هستند که اکسیژن و سیلیکون ، فراوان‌ترین عناصر شیمیایی در پوسته زمین، با مقادیر کمتری از آلومینیوم ، کلسیم ، منیزیم ، آهن ، سدیم و پتاسیم و مقادیر جزئی بسیاری از عناصر دیگر، غالب هستند. [18] سنگ شناسان معمولاً ترکیب یک ماگمای سیلیکات را بر حسب وزن یا کسر جرمی مولی اکسیدهای عناصر اصلی (به غیر از اکسیژن) موجود در ماگما بیان می کنند. [19]

از آنجایی که مشاهده می شود بسیاری از خواص ماگما (مانند ویسکوزیته و دمای آن) با محتوای سیلیس مرتبط است، ماگماهای سیلیکات بر اساس محتوای سیلیس به چهار نوع شیمیایی تقسیم می شوند: فلسیک، متوسط، مافیک و اولترامافیک. [20]

ماگماهای فلسیک

ماگماهای فلسیک یا سیلیسی دارای محتوای سیلیس بیش از 63 درصد هستند. آنها شامل ماگماهای ریولیت و داسیت هستند. با چنین محتوای سیلیسی بالا، این ماگماها بسیار چسبناک هستند، از 108 cP ( 105 Pa⋅s ) برای ماگمای ریولیت داغ در دمای 1200 درجه سانتیگراد (2190 درجه فارنهایت) تا 1011 cP (108 Pa⋅s ) برای ماگمای ریولیت خنک در 800 درجه سانتیگراد (1470 درجه فارنهایت). [21] برای مقایسه، ویسکوزیته آب در حدود 1 cP (0.001 Pa⋅s) است. به دلیل این ویسکوزیته بسیار بالا، گدازه های فلسیک معمولاً به صورت انفجاری فوران می کنند تا رسوبات آذرآواری (تکه ای) ایجاد کنند. با این حال، گدازه های ریولیت گهگاه به صورت فورانی فوران می کنند تا خارهای گدازه ، گنبدهای گدازه ای یا "کوله" (که جریان های گدازه ای ضخیم و کوتاه هستند) را تشکیل دهند. [22] گدازه ها معمولاً هنگام بیرون ریختن تکه تکه می شوند و جریان های بلوکی گدازه را تولید می کنند . اینها اغلب حاوی ابسیدین هستند . [23]

گدازه های فلسیک می توانند در دمای کمتر از 800 درجه سانتیگراد (1470 درجه فارنهایت) فوران کنند. [24] با این حال، گدازه‌های ریولیتی داغ (> 950 درجه سانتیگراد؛ > 1740 درجه فارنهایت) ممکن است در فواصل ده‌ها کیلومتری، مانند دشت رودخانه مار در شمال غربی ایالات متحده، جاری شوند. [25]

ماگماهای میانی

ماگماهای میانی یا آندزیتی حاوی 52 تا 63 درصد سیلیس هستند و از نظر آلومینیوم کمتر و معمولاً تا حدودی از نظر منیزیم و آهن غنی‌تر از ماگماهای فلسیک هستند. گدازه‌های میانی گنبدهای آندزیتی و گدازه‌های بلوکی را تشکیل می‌دهند و ممکن است در آتشفشان‌های ترکیبی شیب‌دار ، مانند کوه‌های آند ، رخ دهند . [26] آنها همچنین معمولاً گرمتر هستند، در محدوده 850 تا 1100 درجه سانتیگراد (1560 تا 2010 درجه فارنهایت)). به دلیل محتوای سیلیس کمتر و دمای فوران بالاتر، آنها تمایل به چسبندگی بسیار کمتری دارند، با ویسکوزیته معمولی 3.5 × 106 cP (3500 Pa⋅s) در 1200 درجه سانتی گراد (2190 درجه فارنهایت). این مقدار کمی بیشتر از ویسکوزیته کره بادام زمینی صاف است . [27] ماگماهای میانی تمایل بیشتری به تشکیل فنوکریست نشان می دهند . [28] آهن و منیزیم بالاتر به صورت یک توده زمینی تیره‌تر ، از جمله بلورهای آمفیبول یا پیروکسن ظاهر می‌شود . [29]

ماگماهای مافیکی

ماگماهای مافیک یا بازالتی دارای سیلیس 52 تا 45 درصد هستند. آنها با محتوای فرومگنزی زیادشان مشخص می شوند و معمولاً در دمای 1100 تا 1200 درجه سانتیگراد (2010 تا 2190 درجه فارنهایت) فوران می کنند. ویسکوزیته می تواند نسبتاً کم باشد، حدود 10 4 تا 10 5 cP (10 تا 100 Pa⋅s)، اگرچه این مقدار هنوز هم مرتبه های بزرگی بالاتر از آب است. این ویسکوزیته مشابه سس کچاپ است . [30] گدازه‌های بازالت تمایل به تولید آتشفشان‌های محافظ با مشخصات کم یا بازالت‌های سیل‌آمیزی دارند ، زیرا گدازه‌های سیال برای فواصل طولانی از دریچه جریان دارند. ضخامت یک گدازه بازالت، به ویژه در شیب کم، ممکن است بسیار بیشتر از ضخامت جریان گدازه در حال حرکت در هر زمان باشد، زیرا گدازه های بازالت ممکن است با عرضه گدازه در زیر پوسته جامد شده، "باد" شوند. [31] بیشتر گدازه‌های بازالت به جای گدازه‌های بلوکی، از انواع «Aʻā یا pāhoehoe» هستند . در زیر آب، آنها می توانند گدازه های بالشی را تشکیل دهند که تقریباً شبیه گدازه های پاهوئه از نوع روده در خشکی هستند. [32]

ماگماهای اولترامافیک

ماگماهای اولترامافیک ، مانند بازالت پیکریتی ، کوماتییت ، و ماگمای بسیار منیزینی که بونینیت را تشکیل می دهند ، ترکیب و دما را به حداکثر می رساند. همه دارای محتوای سیلیس زیر 45٪ هستند. کوماتیت ها حاوی بیش از 18 درصد اکسید منیزیم هستند و تصور می شود که در دمای 1600 درجه سانتیگراد (2910 درجه فارنهایت) فوران کرده اند. در این دما عملاً پلیمریزاسیون ترکیبات معدنی وجود ندارد و مایعی بسیار متحرک ایجاد می کند. [33] تصور می‌شود که ویسکوزیته ماگماهای کوماتیتی به اندازه 100 تا 1000 cP (0.1 تا 1 Pa⋅s)، مشابه روغن موتور سبک بوده است. [21] بیشتر گدازه‌های اولترامافیک جوان‌تر از پروتروزوییک نیستند ، با چند ماگما اولترامافیک که از فانروزوئیک در آمریکای مرکزی شناخته شده‌اند که به ستون داغ گوشته نسبت داده می‌شوند . هیچ گدازه کوماتییت مدرنی شناخته نشده است، زیرا گوشته زمین به اندازه ای سرد شده است که ماگمای بسیار منیزیم تولید نمی کند. [34]

ماگماهای قلیایی

برخی از ماگماهای سیلیسی دارای محتوای بالایی از اکسیدهای فلز قلیایی (سدیم و پتاسیم) هستند، به ویژه در مناطق شکاف قاره ، مناطقی که روی صفحات فرورانش عمیق قرار دارند ، یا در نقاط داغ درون صفحه . [35] محتوای سیلیس آنها می تواند از اولترامافیک ( نفلینیت ها ، بازانیت ها و تفریت ها ) تا فلسیک ( تراکیت ها ) متغیر باشد. احتمال بیشتری وجود دارد که در اعماق بیشتر گوشته نسبت به ماگمای زیر قلیایی ایجاد شوند. [ 36] ماگماهای نفلینیت اولیوین هم اولترامافیک و هم بسیار قلیایی هستند و گمان می‌رود که نسبت به سایر ماگماها از عمق بیشتری در گوشته زمین آمده باشند . [37]

ماگماهای غیر سیلیکاته

گدازه هایی با ترکیب غیرعادی به سطح زمین فوران کرده اند. این موارد عبارتند از:

گازهای ماگمایی

غلظت گازهای مختلف می تواند به طور قابل توجهی متفاوت باشد. بخار آب معمولاً فراوان ترین گاز ماگمایی است و به دنبال آن دی اکسید کربن [43] و دی اکسید گوگرد قرار دارند . دیگر گازهای اصلی ماگمایی عبارتند از سولفید هیدروژن ، کلرید هیدروژن و هیدروژن فلوراید . [44]

حلالیت گازهای ماگمایی در ماگما به فشار، ترکیب ماگما و دما بستگی دارد. ماگمایی که به صورت گدازه اکسترود می شود بسیار خشک است، اما ماگمایی در عمق و تحت فشار زیاد می تواند حاوی محتوای آب محلول بیش از 10 درصد باشد. آب در ماگمای کم سیلیس تا حدودی کمتر از ماگمای سیلیس بالا حل می شود، به طوری که در دمای 1100 درجه سانتی گراد و 0.5 گیگا پاسکال ، یک ماگمای بازالتی می تواند 8٪ H 2 O را حل کند در حالی که یک ماگمای پگماتیت گرانیتی می تواند 11٪ H 2 O را حل کند . [45] با این حال، ماگماها لزوماً تحت شرایط معمولی اشباع نمی شوند.

دی اکسید کربن در ماگما بسیار کمتر از آب حل می شود و اغلب حتی در عمق زیاد به یک فاز سیال مجزا جدا می شود. این امر حضور آخال های سیال دی اکسید کربن را در کریستال های تشکیل شده در ماگما در عمق زیاد توضیح می دهد. [46]

رئولوژی

نمودار نشان دهنده تغییرات لگاریتمی ویسکوزیته ماگما (η) با محتوای سیلیس برای سه دما

ویسکوزیته یک خاصیت مذاب کلیدی در درک رفتار ماگماها است. در حالی که دما در گدازه های سیلیکات معمولی از حدود 800 درجه سانتیگراد (1470 درجه فارنهایت) برای گدازه های فلسیک تا 1200 درجه سانتیگراد (2190 درجه فارنهایت) برای گدازه های مافیک متغیر است، [24] ویسکوزیته همان گدازه ها بیش از هفت مرتبه قدر متغیر است. 10 4 cP (10 Pa⋅s) برای گدازه مافیک تا 10 11 cP (108 Pa⋅s ) برای ماگماهای فلسیک. [24] ویسکوزیته عمدتاً توسط ترکیب تعیین می شود اما به دما نیز بستگی دارد. [21] تمایل گدازه های فلسیک به خنک تر از گدازه های مافیک، تفاوت ویسکوزیته را افزایش می دهد.

یون سیلیکون کوچک و دارای بار زیاد است و بنابراین تمایل زیادی به هماهنگی با چهار یون اکسیژن دارد که یک آرایش چهار وجهی در اطراف یون سیلیکون بسیار کوچکتر ایجاد می کنند. به این چهار وجهی سیلیس می گویند . در ماگمایی که سیلیکون کمی دارد، این چهار وجهی سیلیس جدا می‌شوند، اما با افزایش محتوای سیلیکون، چهار وجهی سیلیس شروع به پلیمریزاسیون جزئی می‌کند و زنجیره‌ها، صفحات و توده‌هایی از چهار وجهی سیلیس را تشکیل می‌دهد که با پل زدن یون‌های اکسیژن به هم متصل می‌شوند. اینها ویسکوزیته ماگما را بسیار افزایش می دهند. [47]

تمایل به پلیمریزاسیون به صورت NBO/T بیان می‌شود که در آن NBO تعداد یون‌های اکسیژن غیر پل‌کننده و T تعداد یون‌های تشکیل‌دهنده شبکه است. سیلیکون یون اصلی تشکیل دهنده شبکه است، اما در ماگماهای سرشار از سدیم، آلومینیوم نیز به عنوان تشکیل دهنده شبکه عمل می کند، و آهن فریک نیز می تواند به عنوان تشکیل دهنده شبکه عمل کند، در صورتی که دیگر شبکه سازها وجود نداشته باشند. بیشتر یون های فلزی دیگر تمایل به پلیمریزاسیون را کاهش می دهند و به عنوان اصلاح کننده شبکه توصیف می شوند. در یک ماگمای فرضی که به طور کامل از سیلیس ذوب شده تشکیل شده است، NBO/T 0 خواهد بود، در حالی که در یک ماگمای فرضی شکل دهنده شبکه آنقدر کم است که پلیمریزاسیون صورت نمی گیرد، NBO/T برابر 4 خواهد بود. معمولاً NBO/T بین 0.6 تا 0.9، ماگمای آندزیتی NBO/T بین 0.3 تا 0.5 و ماگمای ریولیتی NBO/T بین 0.02 تا 0.2 دارند. آب به عنوان یک اصلاح کننده شبکه عمل می کند و آب محلول به شدت ویسکوزیته مذاب را کاهش می دهد. دی اکسید کربن اصلاح کننده های شبکه را خنثی می کند، بنابراین دی اکسید کربن محلول باعث افزایش ویسکوزیته می شود. مذاب های با دمای بالاتر چسبناک کمتری دارند، زیرا انرژی حرارتی بیشتری برای شکستن پیوند بین اکسیژن و تشکیل دهنده های شبکه در دسترس است. [15]

بیشتر ماگماها حاوی بلورهای جامد از مواد معدنی مختلف، قطعاتی از سنگ‌های عجیب و غریب به نام گزنولیت و قطعاتی از ماگمای جامد قبلی هستند. محتوای کریستالی اکثر ماگماها به آنها خاصیت تیکسوتروپیک و رقیق کنندگی برشی می دهد . [48] ​​به عبارت دیگر، بیشتر ماگماها مانند سیالات نیوتنی رفتار نمی کنند، که در آن سرعت جریان متناسب با تنش برشی است . در عوض، یک ماگما معمولی سیال بینگهام است که مقاومت قابل توجهی در برابر جریان نشان می دهد تا زمانی که یک آستانه تنش به نام تنش تسلیم عبور کند. [49] این منجر به جریان پلاک ماگمای تا حدی کریستالی می شود. یک مثال آشنا از جریان پلاگین خمیردندانی است که از لوله خمیردندان فشرده شده است. خمیر دندان به صورت یک پلاگ نیمه جامد خارج می شود، زیرا برش در یک لایه نازک در خمیردندان کنار تیوب متمرکز شده است و فقط در اینجا خمیر دندان مانند یک سیال عمل می کند. رفتار تیکسوتروپیک نیز مانع از نشستن کریستال ها از ماگما می شود. [50] هنگامی که محتوای کریستال به حدود 60٪ رسید، ماگما مانند یک سیال عمل نمی کند و مانند یک جامد شروع به رفتار می کند. چنین مخلوطی از کریستال ها با سنگ ذوب شده گاهی اوقات به عنوان ماش کریستال توصیف می شود . [51]

ماگما معمولاً همچنین ویسکوالاستیک است ، به این معنی که مانند یک مایع تحت تنش‌های کم جریان می‌یابد، اما زمانی که تنش اعمال‌شده از مقدار بحرانی فراتر رفت، مذاب نمی‌تواند تنش را به‌اندازه کافی سریع از طریق شل شدن به تنهایی از بین ببرد، و در نتیجه انتشار شکست گذرا ایجاد می‌شود. هنگامی که تنش ها به زیر آستانه بحرانی کاهش یافت، مذاب یک بار دیگر به صورت چسبناک شل می شود و شکستگی را التیام می بخشد. [52]

دما

دمای گدازه مذاب، که ماگمای بیرون زده شده بر روی سطح است، تقریباً همه در محدوده 700 تا 1400 درجه سانتیگراد (1300 تا 2600 درجه فارنهایت) است، اما ماگماهای کربناتیت بسیار کمیاب ممکن است تا 490 درجه سانتیگراد (910 درجه فارنهایت) خنک باشند. ، [53] و ماگماهای کوماتییت ممکن است به اندازه 1600 درجه سانتیگراد (2900 درجه فارنهایت) گرم بوده باشند. [54] ماگما گهگاه در حین حفاری در میدان‌های زمین گرمایی، از جمله حفاری در هاوایی که به یک جسم ماگمای داسیتی در عمق 2488 متری (8163 فوت) نفوذ کرد، مواجه شده است. دمای این ماگما 1050 درجه سانتیگراد (1920 درجه فارنهایت) تخمین زده شد. دمای ماگماهای عمیق تر باید از محاسبات نظری و گرادیان زمین گرمایی استنتاج شود. [13]

بیشتر ماگماها حاوی برخی بلورهای جامد هستند که در فاز مایع معلق هستند. این نشان می دهد که دمای ماگما بین جامد قرار دارد که به عنوان دمایی که در آن ماگما کاملاً جامد می شود و مایع ماگما به عنوان دمایی که در آن ماگما کاملاً مایع است تعریف می شود. [14] محاسبات دمای جامدوس در اعماق احتمالی نشان می‌دهد که ماگمای تولید شده در زیر نواحی شکافتگی در دمای حدود 1300 تا 1500 درجه سانتی‌گراد (2400 تا 2700 درجه فارنهایت) شروع می‌شود. ماگمای تولید شده از توده های گوشته ممکن است به 1600 درجه سانتیگراد (2900 درجه فارنهایت) گرم باشد. دمای ماگمای تولید شده در نواحی فرورانش، جایی که بخار آب دمای ذوب را کاهش می دهد، ممکن است تا 1060 درجه سانتی گراد (1940 درجه فارنهایت) باشد. [55]

تراکم

چگالی ماگما بیشتر به ترکیب بستگی دارد، محتوای آهن مهمترین پارامتر است. [56]

ماگما در فشار کمتر یا دمای بالاتر کمی منبسط می شود. [56] هنگامی که ماگما به سطح نزدیک می شود، گازهای محلول آن شروع به حباب زدن از مایع می کنند. این حباب ها چگالی ماگما را در عمق به میزان قابل توجهی کاهش داده بودند و در وهله اول به حرکت آن به سمت سطح کمک کردند. [57]

ریشه ها

دمای داخل زمین با گرادیان زمین گرمایی توصیف می‌شود که نرخ تغییر دما با عمق است. گرادیان زمین گرمایی با تعادل بین گرمایش از طریق واپاشی رادیواکتیو در داخل زمین و از دست دادن گرما از سطح زمین ایجاد می شود. شیب زمین گرمایی به طور متوسط ​​در حدود 25 درجه سانتیگراد در هر کیلومتر در پوسته بالایی زمین است، اما این به طور گسترده ای بر اساس منطقه متفاوت است، از پایین ترین سطح 5 تا 10 درجه سانتیگراد در کیلومتر در داخل سنگرهای اقیانوسی و مناطق فرورانش تا 30 تا 80 درجه سانتیگراد در کیلومتر در امتداد میانه. پشته های اقیانوسی یا در نزدیکی توده های گوشته . [58] شیب با عمق کمتر می‌شود و به 0.25 تا 0.3 درجه سانتی‌گراد بر کیلومتر در گوشته کاهش می‌یابد، جایی که همرفت آهسته گرما را به طور موثر منتقل می‌کند. شیب متوسط ​​زمین گرمایی معمولاً آنقدر تند نیست که سنگ ها را در هر نقطه از پوسته یا گوشته بالایی به نقطه ذوب برساند، بنابراین ماگما تنها در جایی تولید می شود که گرادیان زمین گرمایی به طور غیرعادی تند باشد یا نقطه ذوب سنگ به طور غیرمعمول پایین باشد. با این حال، صعود ماگما به سمت سطح در چنین شرایطی مهمترین فرآیند برای انتقال گرما از طریق پوسته زمین است. [59]

سنگ ها ممکن است در پاسخ به کاهش فشار، [60] به تغییر در ترکیب (مانند افزودن آب)، [61] به افزایش دما، [62] یا ترکیبی از این فرآیندها ذوب شوند. [63] مکانیسم‌های دیگر، مانند ذوب شدن در اثر برخورد شهاب‌سنگ ، امروزه اهمیت کمتری دارند، اما ضربه‌ها در طول تجمع زمین منجر به ذوب گسترده شد و صدها کیلومتر بیرونی زمین اولیه احتمالاً یک اقیانوس ماگما بوده است . [64] برخورد شهاب‌سنگ‌های بزرگ در چند صد میلیون سال اخیر به‌عنوان یکی از مکانیسم‌های مسئول ماگماتیسم بازالتی در چندین استان بزرگ آذرین پیشنهاد شده است. [65]

رفع فشار

ذوب فشار زدایی به دلیل کاهش فشار رخ می دهد. [66] این مهم ترین مکانیسم برای تولید ماگما از گوشته بالایی است. [67]

دمای جامدوس اکثر سنگها (دماهایی که زیر آن کاملاً جامد هستند) با افزایش فشار در غیاب آب افزایش می یابد. پریدوتیت در اعماق گوشته زمین ممکن است گرمتر از دمای جامدوس در سطوح کم عمق تر باشد. اگر چنین سنگی در حین جابجایی گوشته جامد بالا بیاید، با انبساط آن در یک فرآیند آدیاباتیک کمی سرد می شود ، اما خنک شدن آن تنها حدود 0.3 درجه سانتی گراد در هر کیلومتر است. مطالعات تجربی نمونه های پریدوتیت مناسب نشان می دهد که دمای جامدوس 3 تا 4 درجه سانتی گراد در هر کیلومتر افزایش می یابد. اگر سنگ به اندازه کافی بلند شود، شروع به ذوب شدن می کند. قطرات مذاب می توانند در حجم های بزرگتر با هم ترکیب شوند و به سمت بالا نفوذ کنند. این فرآیند ذوب از حرکت رو به بالا گوشته جامد در تکامل زمین حیاتی است. [63]

ذوب فشردگی، پوسته اقیانوسی را در پشته‌های میانی اقیانوسی ایجاد می‌کند و آن را به مهم‌ترین منبع ماگما روی زمین تبدیل می‌کند. [67] همچنین باعث ایجاد آتشفشان در مناطق درون صفحه مانند اروپا، آفریقا و کف دریای اقیانوس آرام می شود. آتشفشان درون صفحه ای به ظهور ستون های گوشته یا گسترش درون صفحه ای نسبت داده می شود، با اهمیت هر مکانیزم موضوعی برای تحقیقات مداوم است. [68]

اثرات آب و دی اکسید کربن

تغییر ترکیب سنگ که بیشترین عامل ایجاد ماگما را دارد، افزودن آب است. آب دمای جامد سنگ ها را در یک فشار معین کاهش می دهد. به عنوان مثال، در عمق حدود 100 کیلومتری، پریدوتیت در حضور آب اضافی نزدیک به 800 درجه سانتیگراد شروع به ذوب شدن می کند، اما در غیاب آب نزدیک به 1500 درجه سانتیگراد. [69] آب در مناطق فرورانش از لیتوسفر اقیانوسی رانده می شود و باعث ذوب شدن در گوشته پوشانده می شود. ماگماهای آبدار با ترکیب بازالت یا آندزیت به طور مستقیم و غیرمستقیم در نتیجه کم آبی در طی فرآیند فرورانش تولید می شوند. چنین ماگماها و آنهایی که از آنها به دست می آیند، کمان های جزیره ای مانند آنهایی که در حلقه آتش اقیانوس آرام هستند ایجاد می کنند . [70] این ماگماها سنگ هایی از سری کالک آلکالن را تشکیل می دهند که بخش مهمی از پوسته قاره ای است . [71] با چگالی و ویسکوزیته کم، ماگماهای آبدار بسیار شناور هستند و در گوشته زمین به سمت بالا حرکت خواهند کرد. [72]

افزودن دی اکسید کربن نسبت به افزودن آب، علت نسبتا کمتر مهمی برای تشکیل ماگما است، اما پیدایش برخی از ماگماهای اشباع نشده با سیلیس به غلبه دی اکسید کربن بر آب در مناطق منبع گوشته آنها نسبت داده شده است. در حضور دی‌اکسید کربن، آزمایش‌ها نشان می‌دهند که دمای پریدوتیت جامدوس حدود 200 درجه سانتی‌گراد در یک بازه فشار باریک در فشارهای مربوط به عمق حدود 70 کیلومتری کاهش می‌یابد. در اعماق بیشتر، دی اکسید کربن می تواند تأثیر بیشتری داشته باشد: در اعماق تا حدود 200 کیلومتر، دمای ذوب اولیه یک ترکیب پریدوتیت کربناته 450 درجه سانتی گراد تا 600 درجه سانتی گراد کمتر از همان ترکیب بدون دی اکسید کربن تعیین شد. [73] ماگمای انواع سنگ‌هایی مانند نفلینیت ، کربناتیت و کیمبرلیت از جمله مواردی هستند که ممکن است به دنبال هجوم دی اکسید کربن به گوشته در اعماق بیش از 70 کیلومتری ایجاد شوند. [74] [75]

افزایش دما

افزایش دما معمول ترین مکانیسم برای تشکیل ماگما در پوسته قاره ای است. چنین افزایش دما می تواند به دلیل نفوذ رو به بالا ماگما از گوشته رخ دهد. دما همچنین می تواند از جامد یک سنگ پوسته در پوسته قاره ای که با فشرده سازی در مرز صفحه ضخیم شده است بیشتر شود . [76] مرز صفحه بین توده‌های قاره‌ای هند و آسیا نمونه‌ای به خوبی مطالعه شده ارائه می‌کند، زیرا فلات تبت در شمال مرز دارای پوسته‌ای حدود 80 کیلومتر ضخامت است که تقریباً دو برابر ضخامت پوسته قاره‌ای معمولی است. مطالعات مقاومت الکتریکی حاصل از داده های مغناطیسی تلوریک لایه ای را شناسایی کرده است که به نظر می رسد حاوی مذاب سیلیکات است و حداقل 1000 کیلومتر در پوسته میانی در امتداد حاشیه جنوبی فلات تبت کشیده شده است. [۷۷] گرانیت و ریولیت انواع سنگ‌های آذرین هستند که معمولاً به عنوان محصولات ذوب پوسته قاره‌ای به دلیل افزایش دما تفسیر می‌شوند. افزایش دما همچنین ممکن است به ذوب شدن لیتوسفر که در ناحیه فرورانش به پایین کشیده می شود، کمک کند. [ نیازمند منبع ]

فرآیند ذوب

نمودار فاز برای سیستم دیوپساید-آنورتیت

هنگامی که سنگ ها ذوب می شوند، این کار را در محدوده ای از دما انجام می دهند، زیرا بیشتر سنگ ها از چندین ماده معدنی ساخته شده اند که همگی نقطه ذوب متفاوتی دارند. دمایی که در آن اولین مذاب ظاهر می شود (Solidus) کمتر از دمای ذوب هر یک از کانی های خالص است. این شبیه به پایین آمدن نقطه ذوب یخ هنگام مخلوط شدن با نمک است. اولین مذاب یوتکتیک نام دارد و دارای ترکیبی است که به ترکیب مواد معدنی موجود بستگی دارد. [78]

به عنوان مثال، مخلوطی از آنورتیت و دیوپسید ، که دو کانی غالب در بازالت هستند ، در حدود 1274 درجه سانتیگراد شروع به ذوب شدن می کند. این دمای ذوب 1392 درجه سانتیگراد برای دیوپساید خالص و 1553 درجه سانتیگراد برای آنورتیت خالص بسیار کمتر است. مذاب حاصل از حدود 43 درصد وزنی آنورتیت تشکیل شده است. [79] همانطور که گرمای اضافی به سنگ اضافه می شود، دما در 1274 درجه سانتیگراد باقی می ماند تا زمانی که آنورتیت یا دیوپسید به طور کامل ذوب شود. سپس با ادامه ذوب شدن مواد معدنی باقیمانده، دما افزایش می‌یابد که ترکیب مذاب را از یوتکتیک دور می‌کند. به عنوان مثال، اگر محتوای آنورتیت بیشتر از 43٪ باشد، کل ذخیره دیوپسید در دمای 1274 درجه سانتیگراد ذوب می شود، همراه با مقدار کافی آنورتیت برای حفظ مذاب در ترکیب یوتکتیک. گرمای بیشتر باعث می شود که دما به آرامی افزایش یابد زیرا آنورتیت باقیمانده به تدریج ذوب می شود و مذاب به طور فزاینده ای در مایع آنورتیت غنی می شود. اگر مخلوط فقط مقدار کمی آنورتیت داشته باشد، قبل از اینکه دما به بیش از 1274 درجه سانتیگراد برسد، ذوب می شود. اگر مخلوط تقریباً تمام آنورتیت باشد، دما قبل از ذوب شدن تمام آنورتیت به نقطه ذوب آنورتیت خالص می رسد. اگر محتوای آنورتیت مخلوط کمتر از 43 درصد باشد، تمام آنورتیت به همراه بخشی از دیوپسید در دمای یوتکتیک ذوب می‌شود و با ادامه افزایش دما، دیوپسید باقی‌مانده به تدریج ذوب می‌شود. [78]

به دلیل ذوب یوتکتیک، ترکیب مذاب می تواند کاملاً متفاوت از سنگ منشا باشد. به عنوان مثال، مخلوطی از 10 درصد آنورتیت با دیوپساید می‌تواند حدود 23 درصد ذوب نسبی را قبل از انحراف مذاب از یوتکتیک تجربه کند که دارای ترکیبی حدود 43 درصد آنورتیت است. این اثر ذوب جزئی در ترکیبات ماگماهای مختلف منعکس می شود. درجه ذوب نسبی پایین گوشته بالایی (2٪ تا 4٪) می تواند ماگماهای بسیار قلیایی مانند ملیلتیت ها را ایجاد کند ، در حالی که درجه ذوب جزئی بیشتر (8٪ تا 11٪) می تواند بازالت الیوین قلیایی تولید کند. [80] ماگماهای اقیانوسی احتمالاً از ذوب جزئی 3٪ تا 15٪ از سنگ منشا حاصل می شوند. [81] برخی از گرانیتوئیدهای کالک قلیایی ممکن است با درجه بالایی از ذوب جزئی تولید شوند، به اندازه 15٪ تا 30٪. [82] ماگماهای با منیزیم بالا، مانند کوماتییت و پیکریت ، ممکن است محصول درجه بالایی از ذوب جزئی سنگ گوشته باشند. [83]

برخی از عناصر شیمیایی که عناصر ناسازگار نامیده می شوند ، ترکیبی از شعاع یونی و بار یونی دارند که بر خلاف عناصر فراوان تر در سنگ منشا است. یون های این عناصر در ساختار مواد معدنی که سنگ منشأ را تشکیل می دهند، نسبتاً ضعیف قرار می گیرند و به آسانی مواد معدنی جامد را ترک می کنند تا در مذاب های تولید شده توسط درجه پایین ذوب نسبی بسیار متمرکز شوند. عناصر ناسازگار معمولاً شامل پتاسیم ، باریم ، سزیم و روبیدیم هستند که بزرگ و ضعیف هستند (عناصر لیتوفیل یون بزرگ یا LILE) و همچنین عناصری که یون‌های آن‌ها بار بالایی دارند (عناصر با قدرت میدان بالا، یا HSFE ها) که شامل عناصری مانند زیرکونیوم ، نیوبیم ، هافنیوم ، تانتالیوم ، عناصر کمیاب خاکی و اکتینیدها می شود . پتاسیم می تواند در مذاب حاصل از ذوب نسبی بسیار کم به قدری غنی شود که وقتی ماگما متعاقبا سرد و جامد می شود، سنگ های پتاسیم غیرعادی مانند لامپروفیر ، لامپرویت یا کیمبرلیت را تشکیل می دهد . [84]

هنگامی که سنگ به اندازه کافی ذوب می شود، گلبول های کوچک مذاب (که معمولاً بین دانه های معدنی ایجاد می شوند) به هم متصل می شوند و سنگ را نرم می کنند. تحت فشار درون زمین، کسری از درصد ذوب جزئی ممکن است برای فشرده شدن مذاب از منبع آن کافی باشد. [85] مذاب به سرعت از سنگ منشأ خود جدا می شود زمانی که درجه ذوب جزئی از 30 درصد فراتر رفت. با این حال، معمولاً کمتر از 30 درصد از سنگ منبع ماگما قبل از اتمام منبع گرما ذوب می شود. [86]

پگماتیت ممکن است با درجات پایین ذوب نسبی پوسته تولید شود. [87] برخی از ماگماهای ترکیبی گرانیتی ذوب‌های یوتکتیک (یا کوتکتیک) هستند و ممکن است با درجات پایین تا زیاد ذوب جزئی پوسته و همچنین با تبلور جزئی ایجاد شوند . [88]

تکامل ماگماها

نمودارهای شماتیکی که اصول تبلور کسری را در ماگما نشان می دهد. در حین سرد شدن، ترکیب ماگما تکامل می یابد زیرا مواد معدنی مختلف از مذاب متبلور می شوند. 1 : الیوین متبلور می شود. 2 : الیوین و پیروکسن متبلور می شوند. 3 : پیروکسن و پلاژیوکلاز متبلور می شوند. 4 : پلاژیوکلاز متبلور می شود. در انتهای مخزن ماگما، سنگی انباشته تشکیل می شود.

بیشتر ماگماها فقط برای بخش های کوچکی از تاریخچه خود به طور کامل ذوب می شوند. به طور معمول، آنها مخلوطی از مذاب و کریستال ها و گاهی اوقات نیز از حباب های گاز هستند. [15] مذاب، کریستال‌ها و حباب‌ها معمولاً چگالی متفاوتی دارند و بنابراین می‌توانند با تکامل ماگما از هم جدا شوند. [89]

با سرد شدن ماگما، مواد معدنی معمولاً از مذاب در دماهای مختلف متبلور می شوند . این به طور معکوس شبیه فرآیند ذوب اولیه است. با این حال، از آنجایی که مذاب معمولاً از سنگ منبع اصلی خود جدا شده و به عمق کم‌تری رفته است، فرآیند معکوس تبلور دقیقاً یکسان نیست. به عنوان مثال، اگر یک مذاب 50 درصد از هر یک از دیوپسید و آنورتیت باشد، آنورتیت در دمایی تا حدودی بالاتر از دمای یوتکتیک 1274 درجه سانتیگراد شروع به کریستال شدن از مذاب می کند. این ماده مذاب باقیمانده را به سمت ترکیب یوتکتیک 43 درصد دیوپسید سوق می دهد. یوتکتیک در 1274 درجه سانتی گراد به دست می آید، دمایی که در آن دیوپسید و آنورتیت با هم شروع به کریستال شدن می کنند. اگر مذاب 90 درصد دیوپسید بود، دیوپسید ابتدا شروع به کریستال شدن می کرد تا زمانی که به یوتکتیک رسید. [90]

اگر کریستال ها در مذاب معلق بمانند، فرآیند تبلور ترکیب کلی مذاب به اضافه مواد معدنی جامد را تغییر نمی دهد. این وضعیت به عنوان تبلور تعادل توصیف می شود . با این حال، نورمن ال بوون در یک سری آزمایش که در مقاله او در سال 1915 به اوج خود رسید ، [91] نورمن ال. بوون نشان داد که کریستال های الیوین و دیوپسید که از مذاب خنک کننده فوستریت، دیوپساید و سیلیس متبلور می شوند ، فرو می روند. از طریق ذوب در مقیاس های زمانی مرتبط با زمین شناسی. زمین شناسان متعاقبا شواهد میدانی قابل توجهی از چنین تبلور کسری پیدا کردند . [89]

هنگامی که بلورها از یک ماگما جدا می شوند، ماگمای باقیمانده از نظر ترکیب با ماگمای مادر متفاوت است. به عنوان مثال، اگر بلورهای اولیه تشکیل شده از ماگما جدا شوند، یک ماگما از ترکیب گابروئیک می تواند مذاب باقی مانده از ترکیب گرانیتی ایجاد کند. [92] گابرو ممکن است دمای مایع نزدیک به 1200 درجه سانتیگراد داشته باشد، [93] و مذاب مشتق از ترکیب گرانیت ممکن است دمای مایع تا حدود 700 درجه سانتیگراد داشته باشد. [94] عناصر ناسازگار در آخرین بقایای ماگما در طی کریستالیزاسیون جزئی و در اولین مذاب‌های تولید شده در طی ذوب جزئی متمرکز می‌شوند: هر یک از این فرآیندها می‌توانند ماگمایی را تشکیل دهند که به پگماتیت متبلور می‌شود ، نوعی سنگ که معمولاً در عناصر ناسازگار غنی می‌شود. سری واکنش بوون برای درک دنباله ایده آل تبلور کسری یک ماگما مهم است. [89]

ترکیب ماگما را می توان با فرآیندهایی غیر از ذوب جزئی و کریستالیزاسیون جزئی تعیین کرد. به عنوان مثال، ماگماها معمولاً با سنگ هایی که به آنها نفوذ می کنند، هم از طریق ذوب آن سنگ ها و هم از طریق واکنش با آنها، تعامل دارند. جذب در نزدیکی سقف یک محفظه ماگما و کریستالیزاسیون جزئی در نزدیکی پایه آن حتی می تواند به طور همزمان انجام شود. ماگماها با ترکیبات مختلف می توانند با یکدیگر مخلوط شوند. در موارد نادر، مذاب ها می توانند به دو مذاب غیر قابل اختلاط از ترکیبات متضاد جدا شوند. [95]

ماگماهای اولیه

هنگامی که سنگ ذوب می شود، مایع یک ماگما اولیه است . ماگماهای اولیه هیچ گونه تمایزی را متحمل نشده اند و نشان دهنده ترکیب اولیه یک ماگما هستند. [96] در عمل، شناسایی بدون ابهام ماگماهای اولیه دشوار است، [97] اگرچه پیشنهاد شده است که بونینیت نوعی آندزیت متبلور شده از ماگمای اولیه است. [98] دایک بزرگ زیمبابوه نیز به عنوان سنگ متبلور شده از ماگما اولیه تفسیر شده است. [99] تفسیر لکوزوم‌های میگماتیت‌ها به‌عنوان ماگمای اولیه با داده‌های زیرکون در تناقض است، که نشان می‌دهد لکوزوم‌ها پسمانده‌ای ( سنگ تجمعی ) هستند که از استخراج یک ماگمای اولیه باقی می‌مانند. [100]

ماگمای والدین

هنگامی که یافتن ترکیب ماگمای اولیه یا اولیه غیرممکن است، اغلب تلاش برای شناسایی ماگمای والدین مفید است. [97] ماگمای والدینی یک ترکیب ماگمایی است که طیف مشاهده شده شیمی ماگما از طریق فرآیندهای تمایز آذرین به دست آمده است . لازم نیست یک ذوب اولیه باشد. [101]

به عنوان مثال، یک سری از جریان های بازالت فرض می شود که به یکدیگر مرتبط هستند. ترکیبی که به طور منطقی می تواند از طریق تبلور جزئی تولید شود، ماگمای والدین نامیده می شود . مدل‌های کریستالیزاسیون کسری برای آزمایش این فرضیه که آنها یک ماگمای مشترک والدین دارند تولید می‌شوند. [102]

مهاجرت و انجماد

ماگما در گوشته یا پوسته ایجاد می شود که در آن شرایط دما و فشار به نفع حالت مذاب است. پس از تشکیل، ماگما به دلیل چگالی کمتری که نسبت به سنگ منشا دارد، به طور شناوری به سمت سطح زمین بالا می رود. [103] همانطور که از طریق پوسته مهاجرت می کند، ماگما ممکن است جمع شود و در اتاقک های ماگما ساکن شود (اگرچه کار اخیر نشان می دهد که ماگما ممکن است در مناطق ماش غنی از کریستال ترانس پوسته به جای اتاق های ماگمای مایع غالب ذخیره شود [7] ). ماگما می تواند در یک محفظه باقی بماند تا زمانی که سرد شود و متبلور شود و سنگ نفوذی تشکیل دهد، به صورت آتشفشان فوران کند یا به اتاقک ماگمایی دیگری حرکت کند. [ نیازمند منبع ]

پلوتونیسم

وقتی ماگما سرد می شود شروع به تشکیل فازهای معدنی جامد می کند. برخی از اینها در پایین اتاقک ماگما قرار می گیرند و تجمعاتی را تشکیل می دهند که ممکن است نفوذهای لایه ای مافیک را تشکیل دهند . ماگمایی که به آرامی در یک اتاقک ماگما سرد می شود، معمولاً بسته به ترکیب ماگما، اجسامی از سنگ های پلوتونیک مانند گابرو ، دیوریت و گرانیت را تشکیل می دهد. از طرف دیگر، اگر ماگما فوران شود، سنگ های آتشفشانی مانند بازالت ، آندزیت و ریولیت (به ترتیب معادل های بیرونی گابرو، دیوریت و گرانیت) را تشکیل می دهد. [ نیازمند منبع ]

آتشفشانی

ماگمایی که در طول فوران آتشفشانی بر روی سطح بیرون زده می شود، گدازه نامیده می شود . گدازه در مقایسه با اجسام زیرزمینی ماگما، نسبتاً سریع سرد و جامد می شود. این سرد شدن سریع اجازه بزرگ شدن کریستال ها را نمی دهد و بخشی از مذاب اصلا متبلور نمی شود و تبدیل به شیشه می شود. سنگ هایی که عمدتاً از شیشه های آتشفشانی تشکیل شده اند عبارتند از ابسیدین ، اسکوریا و پوکه .

قبل و در طول فوران های آتشفشانی، مواد فرار مانند CO 2 و H 2 O تا حدی از طریق فرآیندی به نام exsolution از مذاب خارج می شوند . ماگما با محتوای آب کم به طور فزاینده ای چسبناک می شود . اگر در حین فوران آتشفشانی زمانی که ماگما به سمت بالا حرکت می کند، خروج عظیم رخ دهد، فوران حاصل معمولاً انفجاری است. [104]

استفاده در تولید انرژی

پروژه حفاری عمیق ایسلند ، در حین حفاری چندین حفره 5000 متری در تلاش برای مهار گرما در سنگ بستر آتشفشانی زیر سطح ایسلند، در سال 2009 به یک حفره ماگما در ارتفاع 2100 متری برخورد کرد. زیرا این سومین بار در تاریخ ثبت شده بود. که به ماگما رسیده بود، IDDP تصمیم گرفت روی سوراخ سرمایه گذاری کند و نام آن را IDDP-1 گذاشت. [105]

یک محفظه فولادی سیمانی در سوراخ با سوراخی در پایین نزدیک به ماگما ساخته شد. دما و فشار بالای بخار ماگما برای تولید 36 مگاوات توان استفاده شد و IDDP-1 را به اولین سیستم زمین گرمایی تقویت‌شده با ماگما تبدیل کرد. [105]

مراجع

  1. ^ "ماگما". دیکشنری Merriam-Webster.com . مریام وبستر . بازیابی 2018-10-28 .
  2. ↑ بوون ، نورمن ال. (1947). "ماگما". بولتن انجمن زمین شناسی آمریکا . 58 (4): 263. doi :10.1130/0016-7606(1947)58[263:M]2.0.CO;2. ISSN  0016-7606.
  3. ^ گریلی، رونالد؛ Schneid, Byron D. (1991-11-15). "نسل ماگما در مریخ: مقادیر، نرخ ها و مقایسه با زمین، ماه و زهره". علم . 254 (5034): 996-98. Bibcode :1991Sci...254..996G. doi :10.1126/science.254.5034.996. ISSN  0036-8075. PMID  17731523. S2CID  206574665.
  4. ↑ اسپرا، فرانک جی (2000). "خواص فیزیکی ماگما". در سیگوردسون، هارالدور (ویرایش). دایره المعارف آتشفشان ها . مطبوعات دانشگاهی . صص 171-90. شابک 978-0126431407.
  5. ^ Foulger، GR (2010). صفحات در مقابل پرها: یک بحث زمین شناسی. وایلی بلکول . شابک 978-1-4051-6148-0.
  6. ^ دتریک، آر اس؛ بوهل، پ. ورا، ای. موتر، جی. اورکات، جی. مدسن، جی. Brocher, T. (1987). "تصویربرداری لرزه ای چند کاناله از یک اتاقک ماگمای پوسته ای در امتداد خیزش اقیانوس آرام شرقی". طبیعت . 326 (6108): 35-41. Bibcode :1987Natur.326...35D. doi : 10.1038/326035a0. ISSN  0028-0836. S2CID  4311642.
  7. ^ ab Sparks، R. Stephen J.; کشمن، کاترین وی (2017). "سیستم های ماگمای پویا: مفاهیمی برای پیش بینی فعالیت های آتشفشانی". عناصر​ 13 (1): 35-40. Bibcode :2017Eleme..13...35S. doi :10.2113/gselements.13.1.35. ISSN  1811-5209.
  8. ^ ab MCBIRNEY، AR; NOYES، RM (01-08-1979). "تبلور و لایه بندی نفوذ اسکایرگارد". مجله پترولوژی . 20 (3): 487-554. Bibcode :1979JPet...20..487M. doi :10.1093/petrology/20.3.487. ISSN  0022-3530.
  9. ↑ مارشاک، استفان (2016). ملزومات زمین شناسی (ویرایش پنجم). WW نورتون. ص 115. شابک 978-0-393-26339-8.
  10. ↑ Scientists' Drill Hits Magma: Only Third Time Record، اخبار و اطلاعات UC Davis، 26 ژوئن 2009.
  11. ↑ ماگما برای اولین بار در محل کشف شد. Physorg (16 دسامبر 2008)
  12. ↑ Puna Dacite Magma در Kilauea: حفاری غیرمنتظره در پوسترهای ماگمای فعال بایگانی شده در 06-06-2011 در ماشین Wayback ، 2008 Eos Trans. AGU، 89(53)، نشست پاییزی.
  13. ^ ab Teplow، ویلیام; مارش، بروس؛ هولن، جف؛ اسپیلمن، پل؛ کالیکینی، مایک؛ فیچ، دیوید؛ ریکارد، ویلیام (2009). "ذوب داسیت در چاه زمین گرمایی پونا، جزیره بزرگ هاوایی" (PDF) . معاملات GRC 33 : 989-994. بایگانی شده (PDF) از نسخه اصلی در 09-10-2022 . بازبینی شده در 8 فوریه 2021 .
  14. ^ ab Philpotts، Anthony R.; آگ، جی جی (2009). اصول سنگ شناسی آذرین و دگرگونی (ویرایش دوم). کمبریج، انگلستان: انتشارات دانشگاه کمبریج. ص 19-20. شابک 9780521880060.
  15. ↑ abc Schmincke, Hans-Ulrich (2003). آتشفشان . برلین: اسپرینگر. صص 49-50. شابک 9783540436508.
  16. ^ abc Guijón، R.; هنریکز، اف. نارانجو، جی (2011). ملاحظات زمین‌شناسی، جغرافیایی و حقوقی برای حفظ جریان‌های منحصر به فرد اکسید آهن و گوگرد در مجتمع‌های آتشفشانی ال لاکو و لاستاریا، آند مرکزی، شیلی شمالی. میراث جغرافیایی 3 (4): 99-315. Bibcode :2011Geohe...3..299G. doi :10.1007/s12371-011-0045-x. S2CID  129179725.
  17. ^ abc Harlov, DE; و همکاران (2002). "روابط آپاتیت-مونازیت در سنگ معدن مگنتیت-آپاتیت Kiirunavaara، شمال سوئد". زمین شناسی شیمیایی . 191 (1-3): 47-72. Bibcode :2002ChGeo.191...47H. doi :10.1016/s0009-2541(02)00148-1.
  18. ↑ Philpotts & Ague 2009، صفحات 19، 131.
  19. ↑ Philpotts & Ague 2009, pp. 132-133.
  20. ^ Casq، RAF; رایت، جی وی (1987). توالی آتشفشانی . Unwin Hyman Inc. p. 528. شابک 978-0-04-552022-0.
  21. ^ abc Philpotts & Ague 2009, p. 23.
  22. ↑ Philpotts & Ague 2009، pp. 70-77.
  23. ^ Schmincke 2003, p. 132.
  24. ^ abc Philpotts & Ague 2009, p. 20.
  25. ^ Bonnichsen، B. کافمن، دی اف (1987). "ویژگی های فیزیکی جریان های گدازه ریولیت در استان آتشفشانی دشت رودخانه مار، جنوب غربی آیداهو". مقاله ویژه انجمن زمین شناسی آمریکا . مقالات ویژه انجمن زمین شناسی آمریکا. 212 : 119-145. doi :10.1130/SPE212-p119. شابک 0-8137-2212-8.
  26. ↑ Schmincke 2003، صفحات 21-24، 132، 143.
  27. ↑ Philpotts & Ague 2009، صفحات 23-611.
  28. ↑ تاکوچی، شینگو (5 اکتبر 2011). ویسکوزیته پیشگیرانه ماگما: معیار مهم فوران پذیری ماگما. مجله تحقیقات ژئوفیزیک . 116 (B10): B10201. Bibcode :2011JGRB..11610201T. doi : 10.1029/2011JB008243 .
  29. ↑ Philpotts & Ague 2009, pp. 1376–377.
  30. ↑ Philpotts & Ague 2009, pp. 23-25.
  31. ^ Philpotts & Ague 2009, p. 53-55، 59-64.
  32. ^ Schmincke 2003, pp. 128-132.
  33. ↑ Arndt، NT (1994). "کماتییت های آرکئن". در Condie، KC (ویرایش). تکامل پوسته آرکئن . آمستردام: الزویر. ص 19. شابک 978-0-444-81621-4.
  34. ↑ Philpotts & Ague 2009، pp. 399-400.
  35. ↑ Philpotts & Ague 2009, pp. 139-148.
  36. ↑ Philpotts & Ague 2009, pp. 606-607.
  37. ↑ «کمربند آتشفشانی استیکین: کوه آتشفشانی». کاتالوگ آتشفشان های کانادا بایگانی شده از نسخه اصلی در 07-03-2009 . بازیابی شده در 23 نوامبر 2007 .
  38. ^ Philpotts & Ague 2009, p. 145.
  39. ↑ Vic Camp، آتشفشان ها چگونه کار می کنند، انواع گدازه های غیرمعمول بایگانی شده 23-10-2017 در ماشین راه ، دانشگاه ایالتی سن دیگو ، زمین شناسی
  40. ↑ Philpotts & Ague 2009، صفحات 396-397.
  41. ^ کلر، یورگ؛ کرافت، موریس (نوامبر 1990). "فعالیت ناتروکربناتیت پراکنده اولدوینیو لنگای، ژوئن 1988". بولتن آتشفشان شناسی . 52 (8): 629-645. Bibcode :1990BVol...52..629K. doi :10.1007/BF00301213. S2CID  129106033.
  42. ^ جانسون، ای. ترول، VR؛ هوگدال، ک. هریس، سی. ویس، اف. نیلسون، KP; اسکلتون، ا. (2013). "منشا ماگمایی سنگهای غول پیکر "نوع کیرونا" آپاتیت-اکسید آهن در سوئد مرکزی". گزارش های علمی 3 : 1644. Bibcode :2013NatSR...3E1644J. doi :10.1038/srep01644. PMC 3622134 . PMID  23571605. 
  43. ^ پدونه، م. آیوپا، ا. گیودیس، جی. گراسا، اف. فرانکوفونت، وی. برگسون، بی. Ilyinskaya، E. (2014). "اندازه گیری لیزر دیود قابل تنظیم CO2 هیدروترمال/آتشفشانی و پیامدهای آن برای بودجه جهانی CO2". زمین جامد . 5 (2): 1209-1221. Bibcode :2014SolE....5.1209P. doi : 10.5194/se-5-1209-2014 .
  44. ^ Schmincke 2003, p. 42.
  45. ↑ Philpotts & Ague 2009, pp. 244-250.
  46. ^ ab Schmincke 2003, p. 44.
  47. ^ Schmincke 2003, pp. 38-41.
  48. ^ پینکرتون، اچ. Bagdassarov, N. (2004). "پدیده های گذرا در جریان های گدازه تاولی بر اساس آزمایش های آزمایشگاهی با مواد آنالوگ". مجله آتشفشان شناسی و تحقیقات زمین گرمایی . 132 (2-3): 115-136. Bibcode :2004JVGR..132..115B. doi :10.1016/s0377-0273(03)00341-x.
  49. ^ Schmincke 2003, pp. 39-40.
  50. ^ Philpotts & Ague 2009, p. 40.
  51. ^ Philpotts & Ague 2009, p. 16.
  52. ^ وادسورث، فابیان بی. ویچر، تیلور؛ Vossen، Caron EJ; هس، کای اووه؛ آنوین، هالی ای. Scheu، Bettina; کاسترو، جاناتان ام. Dingwell, Donald B. (دسامبر 2018). "آتشفشان سیلیسی ترکیبی انفجاری - انفجاری در انتقال چند فازی چسبناک به شکننده است." ارتباطات طبیعت . 9 (1): 4696. Bibcode :2018NatCo...9.4696W. doi :10.1038/s41467-018-07187-w. ISSN  2041-1723. PMC 6224499 . PMID  30409969. 
  53. ^ وایدندورفر، دی. اشمیت، مگاوات؛ ماتسسون، HB (2017). "منشا مشترک ماگماهای کربناتیت". زمین شناسی . 45 (6): 507-510. Bibcode :2017Geo....45..507W. doi : 10.1130/G38801.1 . hdl : 20.500.11850/190852 .
  54. ^ هرزبرگ، سی. آسیمو، PD; آرندت، ن. نیو، ی. Lesher، CM; فیتون، جی جی؛ چیدل، ام جی; ساندرز، AD (2007). "دما در گوشته و توده های محیطی: محدودیت های بازالت ها، پیکریت ها و کماتییت ها". ژئوشیمی، ژئوفیزیک، ژئوسیستم . 8 (2): n/a. Bibcode :2007GGG.....8.2006H. doi :10.1029/2006gc001390. hdl : 20.500.11919/1080 . ISSN  1525-2027. S2CID  14145886. بایگانی شده از نسخه اصلی در 2019-04-27 . بازیابی شده در 2019-12-07 .
  55. ↑ Philpotts & Ague 2009، صفحات 593-597.
  56. ^ ab usu.edu - زمین شناسی 326، "خواص ماگما"، 11/02/2005
  57. ^ Schmincke 2003, p. 50.
  58. ^ ریچاردز، MA; دانکن، RA; کورتیلو، وی (1989). "بازالت های سیلابی و مسیرهای نقطه داغ: سر و دم ستون". علم . 246 (4926): 103-107. Bibcode :1989Sci...246..103R. doi :10.1126/science.246.4926.103. PMID  17837768. S2CID  9147772.
  59. ↑ Philpotts & Ague 2009، pp. 6-13.
  60. ↑ انجمن زمین‌شناسی آمریکا، صفحات، ستون‌ها، و پارادایم‌ها ، صفحات 590 به بعد، 2005، ISBN 0-8137-2388-4 
  61. ^ آسیمو، PD; لانگمویر، CH (2003). "اهمیت آب در رژیم های ذوب گوشته اقیانوسی". طبیعت . 421 (6925): 815–820. Bibcode :2003Natur.421..815A. doi :10.1038/nature01429. ISSN  0028-0836. PMID  12594505. S2CID  4342843.
  62. ↑ کمپبل، آی اچ (2005-12-01). "ولایات آذرین بزرگ و فرضیه توده گوشته". عناصر​ 1 (5): 265-269. Bibcode :2005Eleme...1..265C. doi :10.2113/gselements.1.5.265. ISSN  1811-5209.
  63. ^ ab Philpotts & Ague 2009, pp. 591-599.
  64. ^ تونکس، دبلیو برایان؛ ملوش، اچ جی (25 مارس 1993). "تشکیل اقیانوس ماگما در اثر برخوردهای غول پیکر". مجله تحقیقات ژئوفیزیک: سیارات . 98 (E3): 5319-5333. Bibcode :1993JGR....98.5319T. doi : 10.1029/92JE02726.
  65. ^ جونز، آدریان پی. قیمت، جی.دیوید; پرایس، نویل جی. دکارلی، پل اس. Clegg, Richard A. (سپتامبر 2002). "ذوب ناشی از ضربه و توسعه استان های آذرین بزرگ". نامه های علوم زمین و سیاره . 202 (3-4): 551-561. Bibcode :2002E&PSL.202..551J. doi :10.1016/S0012-821X(02)00824-5.
  66. ^ جف سی براون; CJ Hawkesworth; RCL Wilson (1992). درک زمین (ویرایش دوم). انتشارات دانشگاه کمبریج ص 93. شابک 0-521-42740-1.
  67. ^ ab Philpotts & Ague 2009, p. 593.
  68. ^ هومریگاوزن، اس. گلدماخر، جی. هورنل، ک. رونی، تی (2021). "آتشفشان درون صفحه ای". دایره المعارف زمین شناسی : 52-59. doi :10.1016/B978-0-12-409548-9.12498-4. شابک 9780081029091. S2CID  240954389.
  69. ^ Grove, TL; چترجی، ن. پارمان، جنوب غربی؛ Medard, E. (2006). "تاثیر H2O بر ذوب گوه گوشته". نامه های علوم زمین و سیاره . 249 (1-2): 74-89. Bibcode :2006E&PSL.249...74G. doi :10.1016/j.epsl.2006.06.043.
  70. ↑ Stern, Robert J. (2002), "Subduction Zones"، Reviews of Geophysics , 40  ( 4): 24–31, Bibcode :2002RvGeo..40.1012S, doi : 10.1029/2001RG0002CID108 , 5
  71. ↑ Philpotts & Ague 2009, pp. 374–380.
  72. ^ درویت، JWE؛ والتر، ام جی. Brodholt، JP; Muir، JMR; لرد، OT (2022). "ذوب سیلیکات آب و چرخه H2O گوشته عمیق". نامه های علوم زمین و سیاره . 581 : 117408. Bibcode :2022E&PSL.58117408D. doi : 10.1016/j.epsl.2022.117408 . hdl : 1983/5cc45839-38b0-45a2-ba4b-5ff2436ad9a1 . S2CID  246777976.
  73. ^ داسگوپتا، آر. هیرشمن، MM (2007). "اثر غلظت متغیر کربنات بر جامد پریدوتیت گوشته". کانی شناس آمریکایی . 92 (2-3): 370-379. Bibcode :2007AmMin..92..370D. doi :10.2138/am.2007.2201. S2CID  95932394.
  74. ^ ویلی، پیتر جی. هوانگ، وو-لیانگ (سپتامبر 1975). "تأثیر CO2 گوشته در تولید کربناتیت ها و کیمبرلیت ها". طبیعت . 257 (5524): 297-299. Bibcode :1975Natur.257..297W. doi : 10.1038/257297a0. S2CID  4267906.
  75. ↑ Philpotts & Ague 2009, pp. 259–261, 394–397.
  76. ↑ Philpotts & Ague 2009، pp. 597-599.
  77. ^ آنسورث، ام جی. و همکاران (2005). "رئولوژی پوسته هیمالیا و تبت جنوبی استنباط شده از داده های مغناطیسی تلوریک". طبیعت . 438 (7064): 78-81. Bibcode :2005Natur.438...78U. doi :10.1038/nature04154. PMID  16267552. S2CID  4359642.
  78. ^ ab Philpotts & Ague 2009, pp. 195-197.
  79. ^ آزبورن، EF; Tait، DB (1952). "سیستم دیوپساید-فورستریت-آنورتیت" (PDF) . هستم J. Sci . 250 : 413-433. بایگانی شده (PDF) از نسخه اصلی در 09-10-2022 . بازبینی شده در 9 فوریه 2021 .
  80. ^ زو، هایبو؛ زیندلر، آلن (فوریه 1996). "محدودیت در درجه ذوب جزئی دینامیک و ترکیب منبع با استفاده از نسبت غلظت در ماگما". Geochimica و Cosmochimica Acta . 60 (4): 711-717. Bibcode :1996GeCoA..60..711Z. doi :10.1016/0016-7037(95)00434-3.
  81. ↑ هاس، کارستن ام. (اکتبر 1996). "رابطه بین سن لیتوسفر و ترکیب ماگماهای اقیانوسی: محدودیت در ذوب جزئی، منابع گوشته و ساختار حرارتی صفحات". نامه های علوم زمین و سیاره . 144 (1-2): 75-92. Bibcode :1996E&PSL.144...75H. doi :10.1016/0012-821X(96)00145-8.
  82. ↑ فراهت، عصام س. زکی، رفعت; هاوزنبرگر، کریستوف؛ سامی، مبروک (نوامبر 1390). "گرانیتوئیدهای پرآلومینوس کالک آلکالین نئوپروتروزوییک از توده دلیهیمی، صحرای شرقی مرکزی، مصر: مفاهیمی برای انتقال از تکامل تکتونوماگمایی پس از برخورد به سپر شمالی عربی-نوبی". مجله زمین شناسی . 46 (6): 544-560. Bibcode :2011GeolJ..46..544F. doi :10.1002/gj.1289. S2CID  128896568.
  83. ^ Philpotts & Ague 2009, p. 400.
  84. ↑ آلبارد، فرانسیس (2003). ژئوشیمی: مقدمه انتشارات دانشگاه کمبریج شابک 978-0-521-89148-6.
  85. ↑ فاول، اولریش اچ. (2001). "حفظ و تفکیک ذوب در زیر برآمدگی های میانی اقیانوس". طبیعت . 410 (6831): 920-923. Bibcode :2001Natur.410..920F. doi :10.1038/35073556. ISSN  0028-0836. PMID  11309614. S2CID  4403804.
  86. ^ Philpotts & Ague 2009, p. 400، 599.
  87. ^ باروس، رناتا؛ Menuge, Julian F. (ژوئیه 2016). "منشا پگماتیت های اسپودومن مرتبط با گرانیت لینستر در جنوب شرقی ایرلند". کانی شناس کانادایی 54 (4): 847-862. Bibcode :2016CaMin..54..847B. doi :10.3749/canmin.1600027. hdl : 10197/11562 . S2CID  134105127.
  88. ^ هریس، NBW؛ Inger, S. (مارس 1992). "مدل سازی عناصر کمیاب گرانیت های مشتق شده از پلیت". کمک به کانی شناسی و پترولوژی . 110 (1): 46-56. Bibcode :1992ComP..110...46H. doi :10.1007/BF00310881. S2CID  129798034.
  89. ^ abc Philpotts & Ague 2009, p. 321.
  90. ↑ Philpotts & Ague 2009، pp. 200.
  91. ↑ بوون ، NL (1915). "بلورسازی - تمایز در مایعات سیلیکات". مجله آمریکایی علوم . 4 (230): 175-191. Bibcode :1915AmJS...39..175B. doi :10.2475/ajs.s4-39.230.175.
  92. ↑ Philpotts & Ague 2009، ص 378.
  93. ^ تو، پی. تگنر، سی. Lesher، CE (1 اکتبر 2009). "دمای مایع ماگمای Skaergaard". کانی شناس آمریکایی . 94 (10): 1371–1376. Bibcode :2009AmMin..94.1371T. doi :10.2138/am.2009.3058. S2CID  128524162.
  94. ^ لوث، ویلیام سی. جانز، ریچارد اچ. تاتل، او فرانک (15 فوریه 1964). "سیستم گرانیت در فشارهای 4 تا 10 کیلوبار". مجله تحقیقات ژئوفیزیک . 69 (4): 759-773. Bibcode :1964JGR....69..759L. doi : 10.1029/JZ069i004p00759.
  95. ↑ Philpotts & Ague 2009, pp. 340–345, 347–356.
  96. ↑ جکسون، جولیا ای.، ویرایش. (1997). "ماگمای اولیه". واژه نامه زمین شناسی (ویرایش چهارم). اسکندریه، ویرجینیا: موسسه زمین شناسی آمریکا. شابک 0922152349.
  97. ^ ab Philpotts & Ague 2009, p. 316.
  98. ^ کورودا، ن. شیرکی، ک. Urano, H. (دسامبر 1978). "بونینیت به عنوان یک ماگما اولیه کالک آلکالیک ممکن". Bulletin Volcanologique . 41 (4): 563-575. Bibcode :1978BVol...41..563K. doi :10.1007/BF02597387. S2CID  129262580.
  99. ^ شوئنبرگ، آر. ناگلر، Th.F. گنوس، ای. کرامرز، جی دی. کامبر، BS (سپتامبر 2003). "منبع دایک بزرگ، زیمبابوه، و اهمیت تکتونیکی آن: شواهدی از ایزوتوپ های Re-Os" (PDF) . مجله زمین شناسی . 111 (5): 565-578. Bibcode :2003JG....111..565S. doi :10.1086/376766. S2CID  129598002. بایگانی شده (PDF) از نسخه اصلی در 2022-10-09.
  100. ^ موچر، دیوید پی. سامسون، اسکات دی. Miller, Calvin F. (مه 2004). "زمان و شرایط دقیق دگرگونی رخساره های گرانولیت تاکونی اوج در کوهستان آپالاش جنوبی، ایالات متحده، با پیامدهایی برای رفتار زیرکون در طول رویدادهای ذوب پوسته". مجله زمین شناسی . 112 (3): 289-304. Bibcode :2004JG....112..289M. doi :10.1086/382760. S2CID  109931682.
  101. ↑ جکسون 1997، "ماگمای والدین".
  102. ^ کلاسون، دیک تی. مورر، ویلیام پی (1 مه 2004). تبلور جزئی ماگماهای بازالتی آبدار ?نوع کمانی و تشکیل تجمعات گابروئی آمفیبول دار. کمک به کانی شناسی و پترولوژی . 147 (3): 288-304. Bibcode :2004ComP..147..288C. doi :10.1007/s00410-003-0536-0. S2CID  129247893.
  103. ^ Philpotts & Ague 2009, p. 80.
  104. ^ آلیسون، چلسی ام. راگنزاک، کورت؛ کلارک، آماندا بی. (دسامبر 2021). فوران های بازالتی بسیار انفجاری که توسط دفع CO2 هدایت می شوند. ارتباطات طبیعت . 12 (1): 217. doi :10.1038/s41467-020-20354-2. PMC 7801484 . PMID  33431860. 
  105. ↑ ab Wilfred Allan Elders، Guðmundur Ómar Friðleifsson و Bjarni Pálsson (2014). مجله ژئوترمیک، جلد. 49 (ژانويه 2014). الزویر با مسئولیت محدود