Введение

Горячий полужидкий материал, находящийся под поверхностью Земли.

Магма — это расплавленный или полурасплавленный природный материал, из которого формируются все изверженные породы. Магма (иногда в разговорной речи, но ошибочно называемая лавой) находится под поверхностью Земли, а свидетельства магматизма также обнаружены на других земных планетах и некоторых естественных спутниках. Помимо расплавленной породы, магма может содержать взвешенные кристаллы и газовые пузыри. Магма образуется в результате плавления мантии или коры в различных тектонических обстановках, которые на Земле включают зоны субдукции, зоны континентального рифтинга, срединно-океанические хребты и горячие точки. Расплавы мантии и коры мигрируют вверх сквозь кору, где, как считается, накапливаются в магматических очагах или транс-коровых зонах, богатых кристаллами. В процессе хранения магмы в коре её состав может изменяться за счет фракционной кристаллизации, загрязнения коровыми расплавами, смешения магм и дегазации. После подъема через кору магма может питать вулкан и изливаться в виде лавы, либо затвердевать под землей, образуя интрузии, такие как дайки, силлы, лаколиты, плутоны или батолиты. Хотя изучение магмы традиционно основывалось на наблюдениях за магмой после её перехода в лавовый поток, магма была обнаружена непосредственно в трёх случаях во время геотермальных буровых проектов: дважды в Исландии (см. раздел «Применение в производстве энергии») и один раз на Гавайях.

Физические и химические свойства

Магма состоит из расплавленной породы, которая обычно содержит взвешенные твердые кристаллы. По мере подъема магмы к поверхности и снижения давления вышележащих пород, растворенные газы выделяются из расплава, в результате чего магма вблизи поверхности состоит из веществ в твердом, жидком и газообразном состояниях.

Состав

Большая часть магмы богата кремнезёмом или образуется путём разделения магмы на отдельные несмешивающиеся силикатные и несиликатные жидкие фазы. Силикатные магмы – это расплавленные смеси, основу которых составляют кислород и кремний, наиболее распространенные химические элементы в земной коре, с меньшим содержанием алюминия, кальция, магния, железа, натрия и калия, а также незначительным количеством многих других элементов. Петрологи обычно выражают состав силикатной магмы в терминах массовой или молярной доли оксидов основных элементов (за исключением кислорода), присутствующих в магме. Поскольку многие свойства магмы (такие как её вязкость и температура) наблюдаются в корреляции с содержанием кремнезёма, силикатные магмы подразделяются на четыре химических типа в зависимости от содержания кремнезёма: фельзические, промежуточные, мафические и ультрамафические.

Фельсическая магма

Фелсическая или кремнеземная магма содержит более 63% диоксида кремния. К ней относятся риолитовая и дацитовая магмы. Благодаря такому высокому содержанию диоксида кремния, эти магмы чрезвычайно вязкие, от 108 cP (105 Па⋅с) для горячей риолитовой магмы до 1011 cP (108 Па⋅с) для холодной риолитовой магмы. Для сравнения, вязкость воды составляет около 1 cP (0,001 Па⋅с). Из-за этой очень высокой вязкости, фелсические лавы обычно извергаются взрывно, образуя пирокластические (обломочные) отложения. Однако риолитовые лавы иногда извергаются эффузивно, формируя лавовые иглы, лавовые купола или "кули" (толстые, короткие потоки лавы). Лавы обычно фрагментируются в процессе излияния, образуя блочные лавовые потоки, которые часто содержат обсидиан. Фелсические лавы могут извергаться при температурах до Необычно горячие (>950 °C; >1740 °F) риолитовые лавы, однако, могут протекать на расстояния в десятки километров, например, в равнине реки Снейк на северо-западе Соединенных Штатов.

Промежуточные магмы

Промежуточные или андезитовые магмы содержат от 52% до 63% кремнезема, имеют меньшее содержание алюминия и обычно несколько богаче магнием и железом, чем фельзические магмы. Промежуточные лавы формируют андезитовые купола и лавовые блоки, и могут встречаться на крутых стратовулканах, таких как в Андах. Они также обычно горячее, в диапазоне температур. Из-за более низкого содержания кремнезема и более высоких температур извержения они, как правило, гораздо менее вязкие, с типичной вязкостью 3,5 × 106 cP (3500 Па⋅с) при этой температуре. Это лишь немного больше, чем вязкость гладкого арахисового масла. Промежуточные магмы проявляют большую склонность к образованию фенокристов. Более высокое содержание железа и магния обычно проявляется в виде более темной основной массы, включая фенокристы амфибола или пироксенa.

Мафические магмы

Мафические или базальтовые магмы содержат от 52% до 45% кремнезема. Они характеризуются высоким содержанием ферромагнезиальных минералов и обычно извергаются при температурах. Вязкость может быть относительно низкой, около 104–105 cP (10–100 Па⋅с), хотя это все равно на много порядков выше, чем у воды. Эта вязкость схожа с вязкостью кетчупа. Базальтовые лавы обычно формируют низкопрофильные щитовые вулканы или обширные базальтовые плато, поскольку текучая лава распространяется на большие расстояния от жерла. Толщина базальтовой лавы, особенно на пологих склонах, может значительно превышать толщину движущегося потока лавы в данный момент, так как базальтовые лавы могут "раздуваться" за счет поступления лавы под затвердевшей коркой. Большинство базальтовых лав относятся к типам ʻAʻā или pāhoehoe, а не к блочным лавам. Под водой они могут образовывать подушечную лаву, которая довольно похожа на лаву типа pahoehoe на суше.

Ультрамафические магмы

Ультрамафические магмы, такие как пикритический базальт, коматиит и высокомагниевые магмы, формирующие бонинит, доводят состав и температуру до предела. Все они характеризуются содержанием диоксида кремния менее 45%. Коматииты содержат более 18% оксида магния и, как считается, извергались при температурах выше 1600 °C. При такой температуре практически не происходит полимеризации минеральных соединений, что создает высокоподвижную жидкость. Вязкость коматиитовых магм оценивается от 100 до 1000 cP (0,1 до 1 Па⋅с), что сопоставимо с вязкостью легкого моторного масла. Большинство ультрамафических лав не моложе протерозоя, хотя несколько ультрамафических магм известно из фанерозоя в Центральной Америке и связываются с горячим мантийным плюмом. Современных коматиитовых лав не обнаружено, поскольку мантия Земли слишком охладилась для образования высокомагниевых магм.

Алкальные магмы

Некоторые кремнеземные магмы имеют повышенное содержание оксидов щелочных металлов (натрия и калия), особенно в регионах континентального рифтинга, областях, перекрывающих зоны глубокого субдукции, или в внутриплитных горячих точках. Их содержание диоксида кремния может варьироваться от ультрамафических (нефелиниты, базаниты и тефриты) до фелсических (трахиты). Они с большей вероятностью образуются на больших глубинах в мантии, чем субалькальные магмы. Магмы оливинного нефелинита являются одновременно ультрамафическими и высокощелочными и, как считается, происходят из гораздо более глубоких слоев мантии Земли, чем другие магмы. ++Примеры составов магм (мас. %) Компонент Нефелинит Толеитовый пикрит Толеитовый базальт Андезит РиолитSiO2 39,7 46,4 53,8 60,0 73,2 TiO2 2,8 2,0 2,0 1,0 0,2 Al2O3 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 MnO 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

Несиликатные магмы

Некоторые лавы необычного состава извергались на поверхность Земли. К ним относятся:
Карбонатитовые и натрокарбонатитовые лавы известны из вулкана Оль-Донио-Ленгай в Танзании, который является единственным действующим вулканом карбонатитового состава. Карбонатиты в геологической летописи обычно состоят на 75% из карбонатных минералов, с меньшим содержанием силикатных минералов, обеднённых кремнезёмом (таких как слюды и оливин), апатита, магнетита и пирохлора. Это может не отражать первоначальный состав лавы, который мог включать карбонат натрия, впоследствии удалённый гидротермальной активностью, хотя лабораторные эксперименты показывают возможность существования магмы, богатой кальцитом. Карбонатитовые лавы демонстрируют стабильные изотопные соотношения, указывающие на их происхождение от высокощелочных кремнезёмистых лав, с которыми они всегда ассоциированы, вероятно, путём отделения несмешивающейся фазы. Натрокарбонатитовые лавы Оль-Донио-Ленгай состоят в основном из карбоната натрия, примерно вполовину меньше карбоната кальция и в полтора раза больше карбоната калия, а также незначительного количества галогенидов, фторидов и сульфатов. Лавы чрезвычайно текучи, с вязкостью лишь немного превышающей вязкость воды, и очень холодные, с измеренными температурами. Магмы оксида железа предположительно являются источником железной руды в Кируне (Швеция), образовавшейся в протерозойскую эру. Потоки серной лавы длиной до и шириной встречаются на вулкане Ластаррия (Чили). Они образовались в результате плавления серных отложений при температурах до и диоксида серы. Другие основные магматические газы включают сероводород, хлороводород и фтороводород. Растворимость магматических газов в магме зависит от давления, состава магмы и температуры. Магма, извергаемая в виде лавы, крайне сухая, но магма на глубине и под высоким давлением может содержать растворенное количество воды, превышающее 10%. Вода несколько менее растворима в магме с низким содержанием кремнезёма, чем в магме с высоким содержанием кремнезёма, поэтому при 1100 °C и 0,5 ГПа базальтовая магма может растворять 8% H2O, а гранитный пегматит – 11% H2O. Однако магмы не обязательно насыщены в типичных условиях. ++Концентрация воды в магмах (мас.%) Состав магмы | Концентрация H2O (мас.%) MORB (толеиты) | 0,1 – 0,2 Островной толеит | 0,3 – 0,6 Алкальные базальты | 0,8 – 1,5 Вулканические дуговые базальты | 2–4 Басаниты и нефелиниты | 1,5–2 Островно-дуговые андезиты и дациты | 1–3 Андезиты и дациты континентального склона | 2–5 Риолиты | до 7

Углекислый газ гораздо менее растворим в магмах, чем вода, и часто выделяется в отдельную флюидную фазу даже на большой глубине. Это объясняет наличие флюидных включений углекислого газа в кристаллах, образовавшихся в магме на большой глубине.

Реология

Вязкость является ключевым свойством расплава для понимания поведения магм. В то время как температуры в обычных силикатных лавах варьируются примерно от для фельзической лавы до для мафической лавы, вязкость тех же лав колеблется более чем на семь порядков величины, от 104 cP (10 Па⋅с) для мафической лавы до 1011 cP (108 Па⋅с) для фельзических магм. Вязкость в основном определяется составом, но также зависит от температуры. Тенденция фельзической лавы быть холоднее мафической увеличивает разницу в вязкости. Ион кремния мал 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, слои и скопления тетраэдров кремнезема, связанных мостиковыми ионами кислорода. Они значительно увеличивают вязкость магмы. Тенденция к полимеризации выражается как NBO/T, где NBO – это количество немостиковых ионов кислорода, а T – количество ионов, образующих каркас. Кремний является основным ионом, образующим каркас, но в магмах с высоким содержанием натрия алюминий также действует как каркасообразователь, а железо может действовать как каркасообразователь при недостатке других каркасообразующих элементов. Большинство других ионов металлов снижают тенденцию к полимеризации и описываются как модификаторы каркаса. В гипотетической магме, образованной исключительно из расплавленного кремнезема, NBO/T будет равно 0, а в гипотетической магме, настолько бедной каркасообразователями, что полимеризация не происходит, NBO/T будет равно 4. Ни одна из этих крайних ситуаций не распространена в природе, но базальтовые магмы обычно имеют NBO/T от 0,6 до 0,9, андезитовые магмы – NBO/T от 0,3 до 0,5, а риолитовые магмы – NBO/T от 0,02 до 0,2. Вода действует как модификатор каркаса, а растворенная вода резко снижает вязкость расплава. Углекислый газ нейтрализует модификаторы каркаса, поэтому растворенный углекислый газ увеличивает вязкость. Расплавы при более высоких температурах менее вязкие, поскольку для разрыва связей между кислородом и каркасообразователями доступно больше тепловой энергии. Другими словами, большинство магм не ведут себя как ньютоновские жидкости, в которых скорость потока пропорциональна напряжению сдвига. Вместо этого типичная магма является жидкостью Бингема, которая оказывает значительное сопротивление течению до тех пор, пока не будет превышен порог напряжения, называемый пределом текучести. Это приводит к проточному режиму частично кристаллической магмы. Хорошо знакомым примером проточности является зубная паста, выдавливаемая из тюбика. Зубная паста выходит в виде полутвердой пробки, потому что сдвиг концентрируется в тонком слое зубной пасты, прилегающем к тюбику, и только здесь зубная паста ведет себя как жидкость. Тиксотропное поведение также препятствует оседанию кристаллов из магмы. Как только содержание кристаллов достигает примерно 60%, магма перестает вести себя как жидкость и начинает вести себя как твердое вещество. Такая смесь кристаллов с расплавленной породой иногда описывается как кристаллическая суспензия. Магма также обычно является вязкоупругой, то есть она течет как жидкость при низких напряжениях, но как только приложенное напряжение превышает критическое значение, расплав не может достаточно быстро рассеять напряжение только за счет релаксации, что приводит к временному распространению трещин. Когда напряжение снижается ниже критического порога, расплав снова вязко расслабляется и залечивает трещину.

Декомпрессия

Расплавление при декомпрессии происходит из-за понижения давления. Это наиболее важный механизм образования магмы в верхней мантии. Температура солидуса большинства пород (температура, ниже которой они находятся в полностью твердом состоянии) повышается с увеличением давления в отсутствие воды. Перидотит на глубине в мантии Земли может быть горячее своей температуры солидуса на меньшей глубине. Если такая порода поднимается в процессе конвекции твердой мантии, она незначительно охлаждается при адиабатическом расширении, но охлаждение составляет всего около 0,3 °C на километр. Экспериментальные исследования соответствующих образцов перидотита показывают, что температура солидуса увеличивается на 3–4 °C на километр. Если порода поднимется достаточно высоко, она начнет плавиться. Капли расплава могут объединяться в большие объемы и проникать вверх. Этот процесс плавления, вызванный восходящим движением твердой мантии, играет ключевую роль в эволюции Земли. Расплавление при декомпрессии формирует океаническую кору в срединно-океанических хребтах, что делает его наиболее важным источником магмы на Земле. Оно также вызывает вулканизм во внутриплитных областях, таких как Европа, Африка и дно Тихого океана. Внутриплитный вулканизм связывают с подъемом мантийных плюмов или внутриплитным растяжением, при этом значимость каждого из этих механизмов остается предметом продолжающихся исследований.

Влияние воды и углекислого газа

Изменение состава горных пород, наиболее ответственное за образование магмы, – это добавление воды. Вода понижает температуру начала плавления горных пород при заданном давлении. Например, на глубине около 100 километров перидотит начинает плавиться при температуре около 800 °C в присутствии избыточного количества воды, но около 1500 °C в его отсутствие. Вода высвобождается из океанической литосферы в зонах субдукции и вызывает плавление вышележащей мантии. Водные магмы состава базальта или андезита образуются напрямую и косвенно в результате дегидратации в процессе субдукции. Такие магмы, и те, что образовались из них, формируют островные дуги, такие как в Тихоокеанском Огненном кольце. Эти магмы образуют породы кальци-щелочного ряда, важную часть континентальной коры. Благодаря низкой плотности и вязкости, водянистые магмы обладают высокой подъемной силой и перемещаются вверх в мантии Земли. Добавление углекислого газа является значительно менее важной причиной образования магмы, чем добавление воды, однако генезис некоторых магм, бедных кремнезёмом, связывают с преобладанием углекислого газа над водой в их мантийных источниках. Эксперименты показали, что в присутствии углекислого газа температура начала плавления перидотита снижается примерно на 200 °C в узком интервале давления, соответствующем глубине около 70 км. На больших глубинах углекислый газ может оказывать большее влияние: на глубине около 200 км температура начального плавления углеродистого перидотита была определена на 450–600 °C ниже, чем для того же состава без углекислого газа. Магмы пород, таких как нефелинит, карбонатит и кимберлит, могут образовываться при поступлении углекислого газа в мантию на глубине более 70 км.

Повышение температуры

Увеличение температуры — наиболее типичный механизм образования магмы в континентальной коре. Такое повышение температуры может происходить из-за восходящего внедрения магмы из мантии. Температуры также могут превышать температуру солидуса горных пород коры в континентальной коре, утолщенной сжатием на границе тектонических плит. Граница между Индийской и Азиатской континентальными массами является хорошо изученным примером, поскольку Тибетское плато к северу от границы имеет кору толщиной около 80 километров, что примерно вдвое больше обычной толщины континентальной коры. Исследования электрического сопротивления, полученные на основе магнитотеллурических данных, выявили слой, который, по-видимому, содержит силикатный расплав и простирается как минимум на 1000 километров в пределах средней коры вдоль южной окраины Тибетского плато. Гранит и риолит — это типы магматических пород, которые обычно интерпретируются как продукты плавления континентальной коры в результате повышения температуры. Повышение температуры также может способствовать плавлению литосферы, увлеченной в зону субдукции.

Процесс плавления

Когда породы плавятся, они делают это в определенном диапазоне температур, поскольку большинство пород состоит из нескольких минералов, каждый из которых имеет свою точку плавления. Температура, при которой появляется первый расплав (солидус), ниже температуры плавления любого из чистых минералов. Это аналогично понижению температуры плавления льда при смешивании с солью. Первый образовавшийся расплав называется эвтектическим и его состав зависит от комбинации присутствующих минералов. Например, смесь анортита и диопсида, двух основных минералов в базальте, начинает плавиться примерно при 1274 °C. Это значительно ниже температуры плавления чистого диопсида (1392 °C) и чистого анортита (1553 °C). Образующийся расплав состоит примерно на 43 мас. % из анортита. При добавлении тепла к породе температура остается на уровне 1274 °C до тех пор, пока не расплавится весь анортит или диопсид. Затем температура повышается по мере плавления оставшегося минерала, что изменяет состав расплава от эвтектического. Например, если содержание анортита превышает 43%, весь диопсид расплавится при 1274 °C вместе с достаточным количеством анортита для поддержания эвтектического состава расплава. Дальнейший нагрев приводит к медленному повышению температуры, поскольку оставшийся анортит постепенно плавится, и расплав становится все более богатым анортитовой жидкостью. Если в смеси присутствует лишь небольшой избыток анортита, он расплавится до того, как температура значительно превысит 1274 °C. Если смесь состоит почти полностью из анортита, температура приблизится к точке плавления чистого анортита до полного расплавления анортита. Если содержание анортита в смеси меньше 43%, то весь анортит расплавится при эвтектической температуре вместе с частью диопсида, а оставшийся диопсид будет постепенно плавиться по мере повышения температуры. Из-за эвтектического плавления состав расплава может значительно отличаться от состава исходной породы. Например, смесь 10% анортита с диопсидом может испытать около 23% частичного плавления, прежде чем состав расплава отклонится от эвтектического состава (около 43% анортита). Этот эффект частичного плавления отражается в составе различных магм. Низкая степень частичного плавления верхней мантии (2–4%) может приводить к образованию высокощелочных магм, таких как мелилититы, в то время как более высокая степень частичного плавления (8–11%) может приводить к образованию щелочного оливинового базальта. Океанические магмы, вероятно, образуются в результате частичного плавления 3–15% исходной породы. Некоторые калиевые гранитоиды могут образовываться при высокой степени частичного плавления, до 15–30%. Магмы с высоким содержанием магния, такие как коматиты и пикриты, также могут быть продуктами частичного плавления мантии. Определенные химические элементы, называемые несовместимыми элементами, имеют комбинацию ионного радиуса и заряда, отличную от более распространенных элементов в исходной породе. Ионы этих элементов плохо вписываются в структуру минералов, составляющих исходную породу, и легко покидают твердые минералы, концентрируясь в расплавах, образующихся при низкой степени частичного плавления. К несовместимым элементам обычно относятся калий, барий, цезий и рубидий (крупноионные литофильные элементы, или LILE), а также элементы, ионы которых несут высокий заряд (элементы с высокой поляризующей способностью, или HSFEs), такие как цирконий, ниобий, гафний, тантал, редкоземельные элементы и актиниды. Калий может настолько обогатиться в расплаве, образовавшемся при очень низкой степени частичного плавления, что при последующем охлаждении и затвердевании магмы образуются необычные калиевые породы, такие как лампрофиры, лампроиты или кимберлиты. Когда расплавлено достаточное количество породы, мелкие глобулы расплава (обычно образующиеся между минеральными зернами) соединяются, делая породу более пластичной. Под давлением внутри Земли даже частичная доля процента расплава может быть достаточной для выдавливания расплава из источника. Расплав быстро отделяется от исходной породы, когда степень частичного плавления превышает 30%. Однако обычно расплавляется менее 30% магматической породы-источника до исчерпания теплового источника. Пегматиты могут образовываться при низкой степени частичного плавления коры. Некоторые гранитовые магмы являются эвтектическими (или котектическими) расплавами и могут образовываться при низкой или высокой степени частичного плавления коры, а также в результате фракционной кристаллизации.

Эволюция магмы

Большинство магм находятся в полностью расплавленном состоянии лишь на небольшом протяжении своей истории. Чаще они представляют собой смеси расплава и кристаллов, а иногда и газовых пузырьков. Норман Л. Боуэн показал, что кристаллы оливина и диопсида, выкристаллизовавшиеся из охлаждающегося расплава форстерита, диопсида и кремнезема, оседали бы сквозь расплав в геологически значимые промежутки времени. Геологи впоследствии обнаружили значительные полевые доказательства такой фракционной кристаллизации. Когда кристаллы отделяются от магмы, состав остаточной магмы отличается от состава исходной магмы. Например, магма габброидного состава может образовать остаточный расплав гранитоидного состава, если ранние образовавшиеся кристаллы отделены от магмы. Температура начала кристаллизации габбро может достигать 1200 °C, а расплава производного гранитоидного состава – около 700 °C. Несовместимые элементы концентрируются в последних остатках магмы в процессе фракционной кристаллизации и в первых расплавах, образующихся при частичном плавлении: любой из этих процессов может привести к образованию магмы, которая кристаллизуется в пегматит – тип породы, обычно обогащенный несовместимыми элементами. Ряд реакций Боуэна важен для понимания идеализированной последовательности фракционной кристаллизации магмы. Состав магмы может определяться процессами, отличными от частичного плавления и фракционной кристаллизации. Например, магмы обычно взаимодействуют с вмещающими их породами, как путем их плавления, так и путем химического взаимодействия. Ассимиляция вблизи свода магматической камеры и фракционная кристаллизация у ее основания могут происходить даже одновременно. Магмы различного состава могут смешиваться друг с другом. В редких случаях расплавы могут разделяться на два несмешивающихся расплава с контрастным составом.

Первичные магмы

Когда горная порода плавится, образующаяся жидкость является первичной магмой. Первичные магмы не подвергались дифференциации и представляют собой исходный состав магмы. На практике сложно однозначно идентифицировать первичные магмы, хотя предполагалось, что бонинит является разновидностью андезита, кристаллизовавшейся из первичной магмы. Большой Дайк в Зимбабве также интерпретируется как порода, образовавшаяся при кристаллизации из первичной магмы. Интерпретация лейкосом мигматитов как первичных магм опровергается данными по циркону, которые указывают на то, что лейкосомы являются остатком (кумулятивной породой), оставшимся после извлечения первичной магмы.

Родительская магма

Когда невозможно определить состав исходной или первичной магмы, часто бывает полезно попытаться установить состав родительской магмы. Родительская магма – это состав магмы, от которого наблюдаемый спектр химических составов магм образовался в результате процессов магматической дифференциации. Она не обязательно должна быть примитивным расплавом. Например, считается, что серия базальтовых потоков имеет общую связь. Состав, из которого эти потоки могли образоваться в результате дробной кристаллизации, называется родительской магмой. Для проверки гипотезы об их общем происхождении из одной родительской магмы строятся модели дробной кристаллизации.

Миграция и затвердевание

Магма формируется в мантии или коре, где температурные и давление условия способствуют существованию расплавленного состояния. После формирования магма, благодаря своей меньшей плотности по сравнению с породой-источником, поднимается к поверхности Земли. Мигрируя сквозь кору, магма может накапливаться и задерживаться в магматических очагах (хотя последние исследования показывают, что магма может храниться в транс-коровых зонах, богатых кристаллами, а не преимущественно в жидких магматических очагах).

Использование в производстве энергии

Исландский проект глубокого бурения, при бурении нескольких скважин глубиной 5000 м с целью использования тепла вулканических пород под поверхностью Исландии, в 2009 году наткнулся на карман магмы на глубине 2100 м. Поскольку это было лишь третье зафиксированное в истории достижение магмы, IDDP приняло решение инвестировать в эту скважину, дав ей название IDDP 1.