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마그마

Magma
다른 용도는 Magma(동음이의)를 참조하십시오.
하와이에 용암이 흐른다.용암은 마그마의 압출적 등가물이다.

마그마(고대 그리스어 μμμα(마그마) '틱 언구엔트'[1]로부터)는 모든 화성암이 형성되는 용융 또는 반몰렌 천연물이다.[2]마그마는 지구 표면 아래에서 발견되며, 마그마의 증거는 다른 지상 행성과 일부 자연 위성에서도 발견되었다.[3]녹은 암석 외에도 마그마는 매달린 결정과 기포를 포함할 수도 있다.[4]

마그마는 지구상에는 전도구, 대륙 균열구,[5] 중오세안 능선, 핫스팟 등이 있는 다양한 지각이나 맨틀의 녹음에 의해 생성된다.맨틀과 지각은 마그마 챔버나[6] 트랜스 크러스터 크리스탈이 풍부한 머쉬존에 저장되어 있는 것으로 생각되는 지각층을 통해 위쪽으로 이동한다.[7]마그마가 지각에 보관하는 동안, 마그마의 성분은 분절 결정화, 지각 용해로 오염, 마그마 혼합 및 탈가스에 의해 변형될 수 있다.마그마는 지각에서 상승하면 화산을 먹이고 용암으로 분출되거나 지하에서 굳어져 둑, 실, 라콜리스, 플루톤 또는 욕실석과 같은 [8]침입을 형성할 수 있다.[9]

마그마에 대한 연구는 용암 흐름으로 이행된 후 마그마를 관찰하는 것에 의존해 왔지만, 마그마는 지열 시추 프로젝트 동안 세 번, 아이슬란드에서 두 번, 그리고 하와이에서 한 번,[10][11][12][13] 현장에서 마주쳤다.

물리적 및 화학적 특성

마그마는 액체 암석으로 이루어져 있으며, 보통 부유된 고체 결정을 포함하고 있다.[14]마그마가 표면으로 접근하고 과부하 압력이 떨어지면서 액체에서 용존가스가 거품이 일어나 표면 근처의 마그마가 고체, 액체, 가스 단계로 이루어진 물질로 구성된다.[15]

구성

참고 항목:화성 분화

대부분의 마그마는 실리카가 풍부하다.[8]희귀 비산염 마그마는 비산염 광물 퇴적물이[16] 국소적으로 용해되거나 마그마를 별도의 비산염 및 비산염 액체 단계로 분리함으로써 형성될 수 있다.[17]

규산염 마그마는 지구 지각에서 가장 풍부한 화학 원소인 산소와 실리콘이 지배하는 용융 혼합물로, 알루미늄, 칼슘, 마그네슘, 철, 나트륨, 칼륨의 양이 적고 그 밖의 원소도 소량이다.[18]애완동물학자들은 마그마에 존재하는 주요 원소(산소 제외)의 산화물의 중량이나 어금니 질량 분율의 관점에서 규산염 마그마의 구성을 일상적으로 표현한다.[19]

마그마의 많은 특성(점도와 온도 등)이 실리카 함량과 상관관계가 있는 것으로 관찰되기 때문에 규산염 마그마는 실리카 함량에 근거한 네 가지 화학적 유형(중간, 마피크, 울트라마피크)으로 나뉜다.[20]

펠시시크 마그마

고양이 또는 규산 마그마는 실리카 함량이 63% 이상이다.그것들은 라임과 데이카이트 마그마를 포함한다.실리카 함량이 매우 높은 이 마그마는 1,200 °C(2,190 °F)의 뜨거운 라일라이트 마그마의 경우 108 cP부터 800 °C(1,470 °F)의 시원한 라일라이트 마그마의 경우 1011 cP까지 매우 점성이 강하다.[21]비교를 위해 물은 점도가 약 1 cP이다.이 매우 높은 점성 때문에, 화농성 라바들은 보통 화농성 (마약성) 침전물을 생산하기 위해 폭발적으로 분출한다.그러나 라임라이트 라바는 때때로 용암 가시, 용암 돔 또는 "커플리스"(두껍고 짧은 용암 흐름)를 형성하기 위해 분출한다.[22]이 라바들은 일반적으로 용암이 흐르도록 돌출하면서 갈라진다.이것들은 종종 흑요석들을 포함하고 있다.[23]

펠릭스 라바는 800 °C (1,470 °F)의 낮은 온도에서 폭발할 수 있다.[24]그러나 비정상적으로 뜨거운 (>950 °C; 1,740 °F) 라부아 라부는 미국 북서부의 스네이크 강 평야와 같이 수십 킬로미터의 거리를 흐를 수 있다.[25]

중간 마그마

중간 또는 안데스산 마그마는 52%에서 63%의 실리카를 함유하고 있으며 알루미늄이 적고 보통 마그네슘과 철분이 농악 마그마에 비해 다소 풍부하다.중간 라바는 돔을 형성하고 라바를 막으며 안데스 산맥과 같은 가파른 복합 화산에서 발생할 수 있다.[26]또한 850 - 1,100 °C(1,560 - 2,010 °F) 범위에서 일반적으로 더 뜨겁다.실리카 함량이 낮고 분출 온도가 높기 때문에 점도가 1,200 °C(2,190 °F)에서 3.5 × 106 cP인 경우가 많다.이것은 부드러운 땅콩버터의 점성보다 약간 크다.[27]중간 마그마는 페노크리스트를 형성하는 경향이 더 높으며,[28] 더 높은 철과 마그네슘은 양서류나 피록신 페노크리스트를 포함한 더 어두운 질량으로 나타나는 경향이 있다.[29]

마피크 마그마스

마피크 또는 기저귀 마그마는 실리카 함량이 52% ~ 45%이다.그것들은 높은 페로마그네슘 함량으로 특징지어지며, 일반적으로 1,100~1,200 °C(2,010~2,190 °F)의 온도에서 분출된다.가시도는 104~10cP5 정도로 비교적 낮을 수 있지만, 이는 여전히 물보다 큰 수순이다.이 점도는 케첩과 비슷하다.[30]현무암 라바는 낮은 인지도의 방패 화산이나 홍수를 일으키는 경향이 있는데, 그 이유는 유동적인 용암이 분출구에서 먼 거리를 흐르기 때문이다.현무암 용암의 두께, 특히 낮은 비탈에서 현무암 용암의 두께는 한 번에 움직이는 용암 흐름의 두께보다 훨씬 클 수 있는데, 현무암 라바의 경우 단단한 지각 아래에 용암이 공급되어 "인화"될 수 있기 때문이다.[31]대부분의 현무암 라바들은 라바를 막는 것이 아니라 ʻaʻa 또는 파회형이다.수중에서는 베개 라바를 형성할 수 있는데, 이것은 육지에 있는 내장형 파회 라바와 다소 비슷하다.[32]

울트라마프 마그마스

피크리트 현무암, 코마티이트, 고마그네시아 마그마그마스와 같은 울트라마피크 마그마스는 구성과 온도를 극단으로 가져간다.모두 실리카 함량이 45% 미만이다.코마티테는 18% 이상의 산화마그네슘을 함유하고 있으며, 1,600 °C(2,910 °F)의 온도에서 폭발한 것으로 생각된다.이 온도에서는 광물 화합물의 중합이 거의 없어 이동성이 높은 액체가 생성된다.[33]코마티테 마그마의 점성은 경량 모터 오일의 점액과 유사하게 100에서 1000 cP 정도 낮았던 것으로 생각된다.[21]대부분의 초미세 라바들은 원생대보다 젊지 않으며, 중앙 아메리카의 파네로조로부터 알려진 몇 개의 초미세 마그마가 있는데, 이것은 뜨거운 맨틀 플룸에 기인한다.마그네시아 마그마마를 생산하기에는 지구의 맨틀이 너무 차가워졌기 때문에 현대의 코마티이트 라바는 알려져 있지 않다.[34]

알칼리성 마그마스

일부 규산 마그마는 알칼리 금속 산화물(소듐과 칼륨)의 함량이 높아지는데, 특히 대륙횡단 지역, 깊은 하층 판 위에 있는 지역 또는 래프터 핫스팟에서 그러하다.[35]실리카 함량은 울트라마피크(네팔라이트, 바산염, 테프라이트)에서 중범죄(트랙시테스)까지 다양하다.그것들은 수발칼린 마그마보다 맨틀의 더 깊은 곳에서 생성될 가능성이 더 높다.[36]올리바인 족벌린 마그마는 울트라마피와 알칼리성이 강한 마그마로, 다른 마그마보다 지구의 맨틀에서 훨씬 더 깊은 곳에서 유래한 것으로 생각된다.[37]

마그마 구성의 예(wt%)[38]
구성 요소 네팔리나이트 톨레아틱 피크라테스 톨레아틱 현무암 안데스이트 라이올라이트
SiO2 39.7 46.4 53.8 60.0 73.2
티오2 2.8 2.0 2.0 1.0 0.2
알로23 11.4 8.5 13.9 16.0 14.0
Fe2O3 5.3 2.5 2.6 1.9 0.6
FeO 8.2 9.8 9.3 6.2 1.7
엠노 0.2 0.2 0.2 0.2 0.0
MGO 12.1 20.8 4.1 3.9 0.4
CaO 12.8 7.4 7.9 5.9 1.3
Na2O 3.8 1.6 3.0 3.9 3.9
K2O 1.2 0.3 1.5 0.9 4.1
P2O5 0.9 0.2 0.4 0.2 0.0

톨레아틱 현무암 마그마

SiO2(53.8%)
ALO23(13.9%)
FeO(9.3%)
CaO(7.9%)
MgO(4.1%)
NaO2(3.0%)
FeO23(2.6%)
TiO2(2.0%)
KO2(1.5%)
PO25(0.4%)
MnO(0.2%)

라이올라이트 마그마

SiO2(73.2%)
ALO23(14%)
FeO(1.7%)
CaO(1.3%)
MgO(0.4%)
NaO2(3.9%)
FeO23(0.6%)
TiO2(0.2%)
KO2(4.1%)
PO25(0.%)
MnO(0.%)

비실릭 마그마스

특이한 구성의 라바 몇 개가 지구 표면으로 분출되었다.여기에는 다음이 포함된다.

  • 카보나타이트와 나트로카보나타이트 라바는 탄자니아의 올도이뇨 렝가이 화산으로부터 알려져 있는데, 이 화산은 활성 카르보나타이트 화산의 유일한 예다.[39]지질 기록에 있는 탄산염은 일반적으로 75%의 탄산염 광물이며, 적은 양의 실리카 불포화 규산염 광물(미카스, 올리빈 등), 아파타이트, 자석, 화로클로르 등이 있다.실험실 실험 결과 석회질이 풍부한 마그마가 가능하다는 것이 밝혀졌지만, 이는 용암의 원래 구성을 반영하지 못할 수 있다. 용암은 열수 활동에 의해 이후에 제거된 탄산 나트륨을 포함했을 수 있다.카르보나타이트 라바들은 안정적인 동위원소 비율을 보여주는데, 이는 그들이 항상 연관되어 있는 고알칼리성 실리콘 라바에서 유래되었음을 나타낸다. 아마도 무정상의 분리에 의해서일 것이다.[40]올도이뇨 렝가이의 나트로카보나타이트 라바스는 탄산칼슘의 약 절반과 탄산칼륨의 약 절반, 그리고 소량의 할로겐화물과 불소화물과 황산염으로 구성되어 있다.라바는 물보다 점성이 약간 큰 극도의 유체로 측정된 온도는 491~544℃(916~1011℃)로 매우 시원하다.[41]
  • 산화철 마그마는 원생대 때 형성된 스웨덴 키루나의 철광석 출처로 추정된다.[17]플리오세 시대의 산화철 라바는 칠레-아르헨티나 국경의 엘 라코 화산 단지에서 발생한다.[16]철 산화물 라바는 철 산화물 마그마를 석회알칼린이나 알칼리성 성분의 부모 마그마와 불규칙하게 분리시킨 결과라고 생각된다.[17]
  • 칠레의 라스타리아 화산에서는 유황 용암이 길이 250m(820피트)까지 흐르고 폭 10m(33피트)가 발생한다.그것들은 113 °C(235 °F)의 낮은 온도에서 황 퇴적물이 녹으면서 형성되었다.[16]

매그매틱 가스

주요 기사:화산가스

다른 기체의 농도는 상당히 다를 수 있다.수증기는 전형적으로 가장 풍부한 매그매틱 기체로 이산화탄소와[42] 아황산가스가 그 뒤를 잇는다.다른 주요 마그네틱 가스로는 황화수소, 염화수소, 불화수소 등이 있다.[43]

마그마에 있는 매그매틱 가스의 용해성은 압력, 마그마 성분, 온도에 따라 달라진다.용암으로 돌출된 마그마는 매우 건조하지만, 깊이와 큰 압력하에 있는 마그마는 10%를 초과하는 용존수 함량을 포함할 수 있다.물은 고실리카 마그마보다 저실리카 마그마에 다소 덜 용해되기 때문에 1,100 °C와 0.5 GPA에서는 기저 마그마가 8% 용해될 수 있다.HO2, 화강암 페그마타이트 마그마는 112% HO를 용해할 수 있다.[44]그러나 마그마는 전형적인 조건에서 반드시 포화상태에 있는 것은 아니다.

마그마의 수분 농도(wt%)[45]
마그마 구성 HO2 농도
wt %
MORB(톨레아이트) 0.1 – 0.2
섬 툴레아이트 0.3 – 0.6
알칼리 기저귀 0.8 – 1.5
화산호 기저부 2–4
바산족과 족벌족 1.5–2
섬호 및 데이카이트 1–3
대륙마진 및 데이카이트 2–5
라이올라이트 7시까지

이산화탄소는 물보다 마그마에 훨씬 덜 용해되며, 아주 깊은 곳에서도 종종 뚜렷한 유동 단계로 분리된다.이것은 마그마에서 형성된 결정에서 이산화탄소 액체가 매우 깊이 포함된다는 것을 설명한다.[45]

리히로지

점도는 마그마의 행동을 이해하는 데 있어 핵심 용해 특성이다.일반적인 규산염 라바의 온도는 펠릭스 라바의 경우 약 800 °C(1,470 °F)에서 마픽 라바의 경우 1,200 °C(2,190 °F)까지 다양하지만,[24] 동일한 라바의 점도는 마픽 용암의 경우 104 cP에서 마그마의 경우 1011 cP까지 7배 이상이다.[24]점도는 대부분 조성에 의해 결정되지만 온도에도 의존한다.[21]중형 용암이 마피질 용암보다 차가워지는 경향은 점도의 차이를 증가시킨다.

실리콘 이온은 작고 전하량이 높기 때문에 훨씬 작은 실리콘 이온을 중심으로 사면배열을 형성하는 네 개의 산소 이온과 조응하는 경향이 강하다.이것을 실리카 사면체라고 한다.실리콘 함량이 낮은 마그마에서는 이러한 실리카 사트라헤드라가 분리되지만, 실리콘 함량이 증가함에 따라 실리카 사트라헤드라가 부분적으로 중합되어 산소 이온을 브리징하여 연결된 사슬, 시트, 실리카 사트라헤드라의 덩어리를 형성하기 시작한다.이것들은 마그마의 점성을 크게 증가시킨다.[46]

  • 단일 실리카 사면체

  • 브리징 산소 이온(분홍색)과 결합한 실리카 사트라헤드라 2개

중합화 경향은 NBO/T로 표현되는데, 여기서 NBO는 비교합 산소 이온의 수, T는 네트워크 형성 이온의 수이다.실리콘은 주요 네트워크 형성 이온이지만 나트륨이 많은 마그마에서는 알루미늄도 네트워크 전자의 역할을 하며, 철철도 다른 네트워크 형성자가 부족한 경우 네트워크 전자의 역할을 할 수 있다.대부분의 다른 금속 이온들은 중합하는 경향을 감소시키며 네트워크 수식자로 설명된다.완전히 용해된 실리카로 형성된 가상의 마그마에서는 NBO/T가 0인 반면, 네트워크 포머가 너무 낮아서 중합이 일어나지 않는 가상의 마그마에서는 NBO/T가 4가 될 것이다.두 극단 모두 자연에서 흔한 것은 아니지만 현무암 마그마는 일반적으로 NBO/T를 0.6에서 0.9 사이, 안데스산 마그마는 NBO/T를 0.3에서 0.5 사이, 라임산 마그마는 NBO/T를 0.02에서 0.2 사이이다.물은 네트워크 수식어 역할을 하며, 용해된 물은 용해 점도를 급격히 감소시킨다.이산화탄소는 네트워크 수식어를 중화시켜 용해된 이산화탄소는 점도를 높인다.더 많은 열 에너지가 산소와 네트워크 포머 사이의 결합을 끊을 수 있기 때문에 고온의 용융은 점성이 낮다.[15]

대부분의 마그마에는 다양한 미네랄의 고체 결정체, 이질석으로 알려진 이국적인 바위 조각, 이전에 굳어진 마그마의 파편이 들어 있다.대부분의 마그마의 결정 함량은 그들에게 비등방성과 전단 박리 특성을 준다.[47]즉, 대부분의 마그마는 흐름 속도가 전단 응력에 비례하는 뉴턴 유체처럼 행동하지 않는다.대신 전형적인 마그마는 빙엄 액체로, 항복 응력이라고 불리는 스트레스 임계값이 넘을 때까지 상당한 흐름 저항을 보인다.[48]이것은 부분적으로 결정되는 마그마의 플러그 흐름을 초래한다.플러그 흐름의 익숙한 예는 치약 튜브에서 짜낸 치약이다.치약은 반비솔리드 플러그로 나오는데, 전단지는 튜브 옆 치약의 얇은 층에 집중되어 있고, 여기에서만 치약이 유체 역할을 하기 때문이다.이산화질소의 행동은 또한 결정체가 마그마 밖으로 정착하는 것을 방해한다.[49]결정 함량이 약 60%에 도달하면 마그마는 액체처럼 행동하는 것을 멈추고 고체처럼 행동하기 시작한다.이러한 결정과 녹은 암석의 혼합은 때때로 결정 덩어리로 묘사된다.[50]

마그마는 또한 일반적으로 저압력 하에서 액체처럼 흐르지만, 일단 가해진 스트레스가 임계값을 초과하면 용융이 이완만으로 스트레스를 충분히 빨리 소멸시킬 수 없어 일시적인 골절 전파를 초래한다.일단 스트레스가 임계점 이하로 감소되면 용융은 다시 한번 점성적으로 이완되어 골절을 치유한다.[51]

온도

표면으로 돌출된 마그마의 온도는 700~2400°C(1,300~4,400°F)이지만 매우 희귀한 카르보나타이트 마그마는 490°C(910°F),[52] 코마티 마그마는 1,600°C(2,900°F)만큼 뜨거웠을 수 있다.[53]마그마는 수심 2,488m(8,163ft)에서 데이키틱 마그마 본체를 관통하는 하와이 굴착을 포함해 지열 밭에서 시추하는 과정에서 가끔 마주쳤다.이 마그마의 온도는 1,050 °C (1,920 °F)로 추정되었다.더 깊은 마그마의 온도는 이론적 계산과 지열 경사로에서 추론해야 한다.[13]

대부분의 마그마는 액상 속에 매달려 있는 고체 결정체를 함유하고 있다.이는 마그마의 온도가 마그마가 완전히 응고되는 온도로 정의되는 솔리더스와 마그마가 완전히 액체인 온도로 정의되는 리퀴드 사이에 놓여 있음을 나타낸다.[14]가능한 깊이에서 솔리더스 온도를 계산하면 리프팅 영역 아래에서 생성된 마그마가 약 1,300~1,500°C(2,400~2,700°F)의 온도에서 시작된다는 것을 알 수 있다.맨틀 플럼에서 발생하는 마그마는 1,600 °C(2,900 °F)만큼 뜨거울 수 있다.수증기가 용해 온도를 낮추는 서브전도 영역에서 발생하는 마그마의 온도는 1,060 °C (1,940 °F)만큼 낮을 수 있다.[54]

밀도

마그마 밀도는 대부분 조성에 의존하며 철 함량은 가장 중요한 매개 변수다.[55]

유형 밀도(kg/m3)
기저귀 마그마 2650–2800
안데시틱 마그마 2450–2500
류몰리틱 마그마 2180–2250

마그마는 낮은 압력이나 높은 온도에서 약간 팽창한다.[55]마그마가 표면으로 접근하면, 마그마의 용해된 가스는 액체에서 거품이 일어나기 시작한다.이 거품들은 깊이에 있는 마그마의 밀도를 현저히 감소시켰고, 애초에 마그마를 표면으로 몰아가는 데 도움을 주었다.[56]

오리진스

지구 내부 내부의 온도는 지열 구배(지열 구배)로 설명되는데, 지열 구배는 깊이에 따른 온도 변화율이다.지열 구배는 지구 내부의 방사성 붕괴를 통한 난방과 지표면의 열 손실 사이의 균형에 의해 확립된다.지열 경사도는 지구의 상부 지각에서 평균 약 25 °C/km이지만, 해양 참호 및 하위 전도 구역 내에서 5–10 °C/km의 낮은 속도에서 중간 산호 능선 또는 맨틀 플럼 근처를 따라 30–80 °C/km에 이르는 지역별로 매우 다양하다.[57]깊이와 함께 경사가 덜 가파르게 되어 느린 대류가 열을 효율적으로 전달하는 맨틀에서 0.25 - 0.3°C/km로 떨어진다.평균 지열 경사도는 보통 지각이나 상부 맨틀의 어느 곳에서도 암석을 녹일 정도로 가파르지 않기 때문에 지열 경사도가 유달리 가파르거나 암석의 녹는점이 유난히 낮은 곳에서만 마그마가 생성된다.그러나 이러한 환경에서 표면을 향한 마그마의 상승은 지구의 지각으로 열을 전달하는 가장 중요한 과정이다.[58]

암석은 압력 감소,[59] 구성 변화(물 추가 등),[60] 온도 상승 [61]또는 이러한 과정의 조합에 반응하여 녹을 수 있다.[62]운석 충돌로 녹는 것과 같은 다른 메커니즘은 오늘날에는 덜 중요하지만, 지구의 부착 동안에 일어난 충격은 광범위한 용해로 이어졌고, 우리 초기 지구의 수백 킬로미터 바깥쪽은 아마도 마그마의 바다였을 것이다.[63]지난 수억 년 동안 큰 운석의 영향은 몇몇 큰 화성 지방의 광범위한 현무암 마그니시를 책임지는 하나의 메커니즘으로 제안되어 왔다.[64]

감압

감압융은 압력이 감소하기 때문에 발생한다.[65]상부 맨틀에서 마그마를 생산하는 가장 중요한 메커니즘이다.[66]

대부분의 암석의 고형온도는 물이 없을 때 압력이 증가함에 따라 증가한다.지구 맨틀 깊이의 페리도타이트는 일부 얕은 곳에서 고형물 온도보다 뜨거울 수 있다.이러한 암석이 고체 맨틀의 대류 중에 상승하면 부차적인 과정에서 팽창하면서 약간 냉각되지만 냉각은 킬로미터당 0.3°C 정도에 불과하다.적절한 Peridotite 샘플에 대한 실험적 연구에서는 솔리더스 온도가 킬로미터당 3 °C에서 4 °C까지 상승한다는 것을 입증한다.바위가 충분히 멀리 떠오르면 녹기 시작할 것이다.녹은 물방울은 더 큰 부피로 합쳐져서 위로 침입될 수 있다.고체 맨틀의 상향 이동으로부터 녹는 이러한 과정은 지구의 진화에 매우 중요하다.[67]

감압 해빙은 해양 지각의 중간 능선을 만들어 지구에서 마그마의 가장 중요한 원천이 된다.[66]그것은 또한 유럽, 아프리카, 태평양 해저와 같은 압축된 지역에서 화산 활동을 유발한다.인트라필트 화산론은 맨틀 플럼의 상승이나 인트라필트 확장에 기인하며, 각 메커니즘의 중요성은 지속적인 연구의 주제가 되고 있다.[68]

물과 이산화탄소의 영향

마그마 생성에 가장 큰 책임이 있는 암석 구성의 변화는 물의 추가다.물은 주어진 압력에서 암석의 고체 온도를 내린다.예를 들어 약 100km 깊이에서는 페리도타이트가 과잉수면 800°C 가까이 녹기 시작하지만 물이 없으면 1500°C 가까이 녹기 시작한다.[69]물은 아전도의 해양 암석권에서 쫓겨나며, 위쪽의 맨틀에서 녹는 원인이 된다.현무암과 안데사이트로 구성된 수성 마그마는 전도 과정에서 탈수증상으로 직간접적으로 생산된다.그러한 마그마, 그리고 그것들로부터 파생된 마그마들은 태평양 연안에 있는 것과 같은 섬 호를 형성한다.[70]이 마그마들은 대륙 지각의 중요한 부분인 석회 알칼라인 시리즈의 바위를 형성한다.[71]

이산화탄소의 첨가는 물의 첨가보다 마그마 형성의 비교적 덜 중요한 원인이지만, 일부 실리카 불포화 마그마의 발생은 그들의 맨틀 원천 지역의 물보다 이산화탄소가 우세한 데 기인한다.이산화탄소가 존재하는 경우, 약 70 km 깊이에 해당하는 압력에서 좁은 압력 간격에서 페리도타이트 솔리더스 온도가 약 200 °C 감소한다는 실험이 문서화된다.더 깊은 곳에서, 이산화탄소는 더 많은 영향을 미칠 수 있다: 약 200 km 깊이에서, 탄산 페리도타이트 성분의 초기 용해 온도는 이산화탄소가 없는 동일한 성분보다 450 °C에서 600 °C 낮은 것으로 결정되었다.[72]네펠리나이트, 카르보나타이트, 킴벌라이트와 같은 암석 유형의 마그마는 약 70km 이상의 깊이의 맨틀에 이산화탄소가 유입된 후에 생성될 수 있는 마그마 중 하나이다.[73][74]

온도상승

온도 상승은 대륙 지각 내에서 마그마가 형성되는 가장 대표적인 메커니즘이다.이러한 온도 상승은 맨틀에서 마그마가 위로 침입하기 때문에 발생할 수 있다.온도는 또한 판 경계에서의 압착에 의해 두꺼워진 대륙 지각의 지각 암석의 고형분을 초과할 수 있다.[75]인도와 아시아 대륙 질량 사이의 판 경계는 잘 연구된 예를 제시하는데, 그 경계 바로 북쪽에 있는 티베트 고원의 두께는 보통 대륙 지각 두께의 대략 두 배인 약 80km에 달한다.자기저항 데이터에서 추론된 전기저항의 연구는 규산염 용융을 포함하고 있는 것으로 보이는 층과 티베트 고원의 남쪽 여백을 따라 중간 지각 내에서 최소한 1,000 킬로미터까지 뻗어 있는 층을 발견했다.[76]화강암과 운석암은 일반적으로 온도 상승으로 인해 대륙 지각의 녹는 산물로 해석되는 화성암의 일종이다.온도 상승은 또한 전도 영역에서 끌어내려진 암석권의 녹는 원인이 될 수 있다.[citation needed]

녹는 과정

Diopside-Anortite 시스템에 대한 위상 다이어그램

바위가 녹을 때, 그들은 온도 범위에서 그렇게 한다. 왜냐하면 대부분의 바위는 서로 다른 녹는 지점을 가진 여러 광물로 이루어져 있기 때문이다.첫 번째 용융이 나타나는 온도(솔리드우스)는 순수한 광물 중 어느 한 곳의 용융 온도보다 낮다.이는 소금과 섞일 때 얼음이 녹는점이 낮아지는 것과 비슷하다.첫 번째 용융은 지질학이라고 불리며 존재하는 광물의 조합에 따라 달라지는 구성을 가지고 있다.[77]

예를 들어 현무암에서 지배적인 두 가지 광물인 아노타이트와 디오프사이드의 혼합물은 약 1274 °C에서 녹기 시작한다.이는 순수한 다이오프사이드의 경우 1392 °C, 순수한 아노타이트의 경우 1553 °C의 녹는 온도보다 훨씬 낮다.그 결과 녹은 약 43 wt% 아노타이트로 구성된다.[78]암석에 열이 더해져 아노타이트나 다이오프사이드 중 하나가 완전히 녹을 때까지 온도는 1274 °C로 유지된다.그 후 남은 미네랄이 녹으면서 온도가 상승하여 용해 성분은 지질학에서 멀어지게 된다.예를 들어, 아노타이트의 함량이 43%보다 클 경우, 이온사이드의 전체 공급은 1274 °C에서 녹고, 이온사이드의 용융을 공학적 구성으로 유지할 수 있는 충분한 양의 아노타이트가 녹는다.추가 가열은 남아 있는 아노타이트가 점차 녹고 녹는 아노타이트 액체가 점점 풍부해짐에 따라 온도가 서서히 상승하게 한다.혼합물이 아노타이트를 약간만 초과하면 온도가 1274 °C 이상으로 상승하기 전에 녹는다.만약 혼합물이 거의 모든 아노타이트라면, 온도는 모든 아노타이트가 녹기 전에 순수한 아노타이트의 거의 녹는점에 도달할 것이다.혼합물의 아노타이트 함량이 43% 미만이면 모든 아노타이트가 디오프사이드의 일부와 함께 지구온도에서 녹고, 그 후 남은 디오프사이드도 온도가 계속 상승함에 따라 점차 녹게 된다.[77]

지각 용해로 인해 용해의 구성은 원천 암석과는 상당히 다를 수 있다.예를 들어, 10%의 아노타이트와 다이오프사이드의 혼합물은 약 43%의 아노타이트의 구성을 가진 에우텍틱에서 용융이 이탈하기 전에 약 23%의 부분적인 용융을 경험할 수 있다.부분 용해의 이러한 효과는 다른 마그마의 구성에 반영된다.상부 맨틀의 부분 용해(2%~4%)가 낮으면 멜리리트와 같은 고알칼리성 마그마가 생성될 수 있고, 부분 용해(8%~11%)가 클수록 알칼리 올리빈 현무암이 생성될 수 있다.[79]해양 마그마는 원석의 3%에서 15%까지 부분적으로 녹은 결과일 가능성이 높다.[80]어떤 칼칼-알칼린 그래니토이드들은 높은 수준의 부분 용해로 인해 생성될 수 있는데, 이는 15-30%[81]에 달한다.코마티테나 피크라이트와 같은 고마그네슘 마그마 또한 높은 수준의 맨틀 바위가 부분적으로 녹은 산물일 수 있다.[82]

양립할 수 없는 원소라고 불리는 어떤 화학 원소들은 소스 암석의 더 풍부한 원소와는 달리 이온 반경과 이온 전하의 조합을 가지고 있다.이들 원소의 이온은 광물이 원천암을 구성하는 구조에 다소 잘 맞지 않고, 고형광물을 쉽게 남겨두어 낮은 정도의 부분융해에 의해 생성되는 용융에 고도로 집중되게 된다.양립할 수 없는 원소는 일반적으로 크고 약하게 충전된 칼륨, 바륨, 세슘, 루비듐(대이온 리토필 원소 또는 LILEs), 이온이 높은 전하를 띠는 원소(고장력 원소 또는 HSFE)를 포함하며, 지르코늄, 니오비움, 하프늄, 탄탈륨, 희토류 엘레움 등이 있다.움트, 그리고 액티나이드.칼륨은 매우 낮은 수준의 부분 용해로 인해 생성되는 용해에서 매우 농축되어 마그마가 그 후에 냉각되고 굳어질 때 램프로이드, 램프로이트, 킴벌라이트와 같은 특이한 화분암을 형성한다.[83]

바위가 충분히 녹으면 용해된 작은 구상체(일반적으로 광물 알갱이 사이에 발생)가 바위를 연결하여 부드럽게 한다.지구 내부의 압력 하에서 부분 용해율의 극히 일부만이 그 원천에서 용융이 압착되도록 만들기에 충분할 수 있다.[84]부분 용해도가 30%를 초과하면 용해된 암석과는 빠르게 분리된다.그러나 일반적으로 마그마 소스 암석의 30%보다 훨씬 적은 양이 열 공급이 소진되기 전에 용해된다.[85]

페그마타이트는 지각의 낮은 부분 용해도에 의해 생성될 수 있다.[86]일부 화강암 구성의 마그마는 지각 용해(혹은 관상)가 되며, 분절 결정화뿐만 아니라 지각의 낮은~높은 부분 용해도에 의해 생성될 수 있다.[87]

마그마의 진화

마그마에서 분수 결정 뒤에 숨겨진 원리를 보여주는 도식도.냉각하는 동안 마그마는 다른 미네랄들이 용해로부터 결정되기 때문에 구성에서 진화한다. 1: 올리빈 결정화, 2: 올리빈과 피록신 결정화, 3: 피록신과 플라기오클라아제 결정화, 4: 플라기오클라아제 결정화.마그마 저수지의 바닥에는 뭉쳐진 바위가 형성된다.
주요 기사:화성 분화

대부분의 마그마는 역사의 작은 부분만을 위해 완전히 녹여진다.더 전형적으로, 그것들은 용해와 결정체의 혼합물이며, 때로는 기포도 섞여 있다.[15]용해, 결정, 거품은 보통 밀도가 다르기 때문에 마그마가 진화하면서 분리될 수 있다.[88]

마그마가 식으면서 미네랄은 일반적으로 다른 온도에서 용해로 결정된다.이것은 원래의 녹는 과정을 역순으로 닮았다.그러나 용융은 대개 원래의 원천 암석으로부터 분리되어 얕은 깊이로 이동했기 때문에 결정화의 역 과정이 정확하게 동일하지는 않다.예를 들어, 용융이 디오프사이드와 아노타이트 각각 50%라면, 아노타이트는 1274 °C보다 다소 높은 온도에서 용융으로부터 결정화되기 시작할 것이다.이것은 나머지 용융을 43% diopside의 지질학적 구성으로 이동시킨다.지질학은 1274 °C에 도달하는데, 이 온도에서 diopside와 anortite가 함께 결정되기 시작한다.만약 용융이 90% diopside였다면, diopside는 Eutectic에 도달할 때까지 먼저 결정화되기 시작할 것이다.[89]

만약 그 결정들이 용해물에 매달려 있다면, 결정화 과정은 용해와 고체 광물의 전체적인 구성을 바꾸지 않을 것이다.이 상황은 등심방 결정체로 묘사된다.그러나 노르만 L. Bowen은 1915년 논문인 규산염 액체의 결정화-분해에서 절정에 이른 일련의 실험에서 포스테라이트, 디오프사이드, 실리카의 냉각 용해로 결정화된 올리빈과 디오프사이드의 결정체가 지질학적으로 적절한 시간 척도의 용해로 인해 붕괴될 것이라는 것을 증명했다.[90]지질학자들은 이후에 그러한 부분 결정화의 상당한 현장 증거를 발견했다.[88]

결정체가 마그마와 분리될 때, 나머지 마그마는 부모 마그마와 구성이 다를 것이다.예를 들어, 초기에 형성된 결정체가 마그마에서 분리된다면, 가브브로크 구성의 마그마는 그라나이트 구성의 잔여 용융을 발생시킬 수 있다.[91]가브로는 1200 °C에 가까운 액상온도를 가질 수 있으며,[92] 파생 화강암 구성 용해는 약 700 °C의 액상온도를 가질 수 있다.[93]비호환성 원소는 부분적인 결정화 동안 마그마의 마지막 잔여물과 부분적인 용해 중에 생성된 첫 번째 용해에서 농축된다. 두 공정 모두 비호환 원소에서 일반적으로 농축된 암석 형태인 페그마타이트에 결정화되는 마그마를 형성할 수 있다.보웬의 반응 시리즈는 마그마의 이상적인 분수 결정 순서를 이해하는 데 중요하다.[88]

마그마 성분은 부분 용해와 부분 결정 이외의 공정에 의해 결정될 수 있다.예를 들어, 마그마들은 보통 그들이 침입하는 바위와 상호작용을 하는데, 바위를 녹이고 그것들과 반응하는 것이다.마그마실 지붕 근처의 동화 작용과 그 기저부 근처의 분수 결정화는 동시에 일어날 수 있다.다른 구성의 마그마는 서로 섞일 수 있다.드문 경우지만, 녹는 것은 대조적인 구성의 두 가지 불변한 용해로 분리될 수 있다.[94]

1차 마그마스

바위가 녹으면 액체는 일차 마그마가 된다.1차 마그마는 어떠한 차별화를 겪지 않았으며 마그마의 시작 구성을 나타낸다.[95]실제로, 본나이트가 일차 마그마에서 결정화된 다양한 안데스산이라고 제안되었지만,[96] 일차 마그마를 명확하게 식별하는 것은 어렵다.[97]짐바브웨의 그레이트 다이크는 또한 1차 마그마에서 암석 결정화된 것으로 해석되었다.[98]미그마이트의 1차 마그마로서의 레우코솜의 해석은 지르콘 데이터와 모순되는데, 이것은 레우코솜이 1차 마그마 추출에 의해 남겨진 잔류물(cumulated rock)임을 시사한다.[99]

어버이 마그마

원시적인 마그마 구성이나 일차적인 마그마 구성을 찾는 것이 불가능할 때, 종종 부모의 마그마를 확인하려고 시도하는 것이 유용하다.[96]부모의 마그마는 마그마 화학의 관찰된 범위가 화성 분화의 과정에 의해 도출된 마그마 구성이다.그것은 원시적인 용해일 필요는 없다.[100]

예를 들어 일련의 현무암 흐름은 서로 관련이 있는 것으로 가정한다.분절 결정화에 의해 합리적으로 만들어질 수 있는 구성을 부모의 마그마라고 부른다.분절 결정 모델은 그들이 공통적인 부모 마그마를 공유한다는 가설을 시험하기 위해 생산될 것이다.[101]

마이그레이션 및 통합

마그마는 온도와 압력 조건이 녹은 상태를 선호하는 맨틀이나 지각 내에서 발달한다.형성 후, 마그마는 근원 암석보다 밀도가 낮기 때문에 지구 표면을 향해 부성하게 상승한다.[102]마그마는 지각을 통해 이동하면서 마그마를 수집하여 마그마 챔버에 거주할 수 있다(최근 연구는 마그마가 지배적인 액체 마그마 챔버가 아닌 초거대 크리스탈이 풍부한 머쉬 존에 저장될 수 있음을 시사하지만).마그마는 그것이 식고 결정되어 침입하는 바위를 형성할 때까지, 화산으로 분출하거나 다른 마그마 방으로 이동할 때까지 방에 남아 있을 수 있다.[citation needed]

플루톤주의

마그마가 식으면 고체 광물 단계가 형성되기 시작한다.이 중 일부는 마피크 층 침입을 형성할 수 있는 응집체를 형성하는 마그마 챔버 바닥에 정착한다.마그마실 안에서 천천히 식는 마그마는 마그마의 구성에 따라 대개 가브루, 디오라이트, 화강암과 같은 플루토닉 암석의 몸체를 형성하게 된다.또는 마그마가 분출되면 현무암, 안데스산염, 라임산염과 같은 화산암을 형성한다.[citation needed]

화산주의

주요 기사:화산주의

화산 폭발 중에 표면으로 돌출되는 마그마는 용암이라고 불린다.용암은 마그마의 지하 몸체에 비해 비교적 빨리 식고 굳는다.이 빠른 냉각은 결정체가 크게 자라게 하지 않으며, 용해물의 일부가 결정화되지 않아 유리가 된다.화산 유리로 주로 구성된 암석에는 흑요석, 전갈, 푸미스 등이 있다.

화산 폭발 전과 도중에 CO와2 HO와2 같은 휘발성 물질은 엑솔루션이라고 알려진 과정을 통해 부분적으로 용융을 남긴다.수분 함량이 낮은 마그마는 점성이 점점 높아진다.화산 폭발 중 마그마가 위를 향할 때 거대한 분출이 일어난다면, 그 결과 발생하는 분출은 대개 폭발적이다.[103]

에너지 생산에 사용

아이슬란드 딥 드릴링 프로젝트는 아이슬란드 표면 아래의 화산 암반에서 열기를 이용하기 위해 5,000m의 구멍을 뚫다가 2009년 2,100m에서 마그마 주머니를 강타했다.기록 역사상 마그마가 도달한 것은 이번이 세 번째였기 때문에 IDDP는 이 홀에 IDDP-1이라는 이름을 붙이며 투자를 결정했다.[104]

마그마에 가까운 하단에 구멍이 뚫린 구멍에 시멘트로 된 강철 케이스를 만들었다.마그마 증기의 높은 온도와 압력은 36 MW의 전력을 발생시키기 위해 사용되었고, IDDP-1은 세계 최초의 마그마 강화 지열 시스템을 만들었다.[104]

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