Magma
Magma, yeraltında bulunan, ergimiş haldeki kayaçlar. Kayaçların basınç düşmesi, sıcaklık yükselmesi, H2O ilavesi gibi etkenler altında ergimesi sonucu oluşan silikat hamuru durumundaki eriyiklerdir. Yeryüzüne ulaşarak yanardağlardan püsküren magmaya lav denir. Magma, dünya yüzeyinin altında bulunur ve diğer karasal gezegenlerde ve bazı doğal uydularda da magmatizmanın kanıtı keşfedilmiştir. Erimiş kayanın yanı sıra, magma ayrıca kristaller ve volkanik gazlar içerebilir. ⓘ
Magma, yitim bölgeleri, kıtasal yarık bölgeleri, orta okyanus sırtları ve sıcak noktalar dahil olmak üzere çeşitli tektonik ortamlarda manto veya kabuğun erimesi ile üretilir. Manto ve kabuk eriyikleri, magma odalarında veya trans-kabuk kristal zengini lapa zonlarında depolandıkları düşünülen kabuktan yukarı doğru hareket ederler. Kabukta depolanmaları sırasında, magma bileşimleri fraksiyonel kristalizasyon, kabuk eriyikleri ile kontaminasyon, magma karıştırma ve gaz giderme yoluyla değiştirilebilir. ⓘ
Magma çalışması tarihsel olarak lav akışları şeklinde magmayı gözlemlemeye dayanırken, jeotermal sondaj projeleri sırasında üç kez yerinde görülmüştür - İzlanda'da iki kez ve bir kez Hawaii'de. ⓘ
Magmanın katılaşmasıyla magmatik kayaçlar oluşur. Üç tür magmatik kayaç vardır. Bunlar derinlik, yarı derinlik ve yüzey kayaçlarıdır. ⓘ
Eğer magma derinlerde soğursa iri kristaller oluşur. Derinlerde magma ile ortam arasındaki ısı farkı azdır. Çünkü derinlere inildikçe yerin ısısı artar. (Jeotermal gradyan -1 km'de 33 °C) magma ile ortam arasında ısı farkı az olduğu için iri kristaller oluşur. Derinlik kayaçları tamamen iri kristallerden oluşur. Ve kristaller yaklaşık eş boyutludur. ⓘ
Magma yarı derinlikte soğursa hem iri hem de küçük kristaller oluşur. Yarı derinlik kayaçları, başka bir deyişle damar kayaçları tamamen kristalli ve kristaller iki farklı tane boyutundadır. ⓘ
Magma yüzeyde soğursa tamamen kristalli bir kayaç oluşmaz. Bunun nedeni yüzeyde magma ile ortam arasındaki ısı farkı fazla olması ve buna bağlı olarak magmanın hızlı soğumasıdır. ⓘ
Magmanın yerkabuğuna çıkması ile yanardağ patlamaları oluşur. ⓘ
Fiziksel ve kimyasal özellikler
Magma, genellikle asılı katı kristaller içeren sıvı kayadan oluşur. Magma yüzeye yaklaştıkça ve örtü basıncı düştükçe, çözünmüş gazlar sıvıdan dışarı kabarır, böylece yüzeye yakın magma katı, sıvı ve gaz fazlarındaki malzemelerden oluşur. ⓘ
Bileşim
Çoğu magma silika bakımından zengindir. Nadir silikat içermeyen magma, silikat içermeyen mineral yataklarının yerel olarak erimesiyle veya bir magmanın ayrı karışmaz silikat ve silikat içermeyen sıvı fazlara ayrılmasıyla oluşabilir. ⓘ
Silikat magmalar, yerkabuğunda en bol bulunan kimyasal elementler olan oksijen ve silikonun hakim olduğu, daha az miktarda alüminyum, kalsiyum, magnezyum, demir, sodyum ve potasyum ile diğer birçok elementin az miktarda bulunduğu erimiş karışımlardır. Petrologlar rutin olarak bir silikat magmasının bileşimini, magmada bulunan ana elementlerin (oksijen dışında) oksitlerinin ağırlık veya molar kütle fraksiyonu cinsinden ifade ederler. ⓘ
Bir magmanın birçok özelliğinin (viskozitesi ve sıcaklığı gibi) silika içeriği ile ilişkili olduğu gözlemlendiğinden, silikat magmalar silika içeriğine göre dört kimyasal türe ayrılır: felsik, orta, mafik ve ultramafik. ⓘ
Felsik magma
Felsik veya silisik magmalar %63'ten daha fazla silika içeriğine sahiptir. Bunlar riyolit ve dasit magmalarını içerir. Bu kadar yüksek silika içeriğine sahip olan bu magmalar son derece viskozdur. 1.200 °C (2.190 °F) sıcaklıktaki sıcak riyolit magması için 108 cP (105 Pa⋅s) ile 800 °C (1.470 °F) sıcaklıktaki soğuk riyolit magması için 1011 cP (108 Pa⋅s) arasında değişir. Karşılaştırma yapmak gerekirse, suyun viskozitesi yaklaşık 1 cP'dir (0,001 Pa⋅s). Bu çok yüksek viskozite nedeniyle, felsik lavlar genellikle piroklastik (parçalı) birikintiler üretmek için patlayarak püskürür. Bununla birlikte, riyolit lavları bazen lav dikenleri, lav kubbeleri veya "coulees" (kalın, kısa lav akıntıları) oluşturmak için patlayarak püskürür. Lavlar tipik olarak püskürürken parçalanarak blok lav akıntıları oluşturur. Bunlar genellikle obsidyen içerir. ⓘ
Felsik lavlar 'ye kadar düşük sıcaklıklarda püskürebilir. Bununla birlikte, alışılmadık derecede sıcak (>950 °C; >1.740 °F) riyolit lavları, kuzeybatı Amerika Birleşik Devletleri'nin Snake Nehri Ovası'nda olduğu gibi onlarca kilometrelik mesafeler boyunca akabilir. ⓘ
Ara magma
Orta veya andezitik magmalar %52 ila %63 silika içerir ve alüminyum bakımından daha düşüktür ve genellikle felsik magmalara göre magnezyum ve demir bakımından biraz daha zengindir. Ara lavlar andezit kubbeleri ve blok lavlar oluşturur ve And Dağları'nda olduğu gibi dik bileşik volkanlarda meydana gelebilir. Ayrıca genellikle ) aralığında daha sıcaktırlar. Düşük silika içerikleri ve daha yüksek püskürme sıcaklıkları nedeniyle çok daha az viskoz olma eğilimindedirler, tipik viskoziteleri 3,5 × 106 cP (3.500 Pa⋅s) 'dir. Bu, pürüzsüz fıstık ezmesinin viskozitesinden biraz daha fazladır. Orta dereceli magmalar fenokristaller oluşturmaya daha fazla eğilim gösterir, Daha yüksek demir ve magnezyum, amfibol veya piroksen fenokristalleri de dahil olmak üzere daha koyu bir zemin kütlesi olarak ortaya çıkma eğilimindedir. ⓘ
Mafik magmalar
Mafik veya bazaltik magmalar %52 ila %45 silika içeriğine sahiptir. Yüksek ferromagnezyen içerikleri ile karakterize edilirler ve genellikle şu sıcaklıklarda patlarlar. Viskoziteleri nispeten düşük olabilir, yaklaşık 104 ila 105 cP (10 ila 100 Pa⋅s), ancak bu yine de sudan çok daha yüksektir. Bu viskozite ketçap viskozitesine benzer. Bazalt lavları düşük profilli kalkan volkanları veya sel bazaltları üretme eğilimindedir, çünkü akışkan lavlar menfezden uzun mesafeler boyunca akar. Bir bazalt lavının kalınlığı, özellikle alçak bir yamaçta, herhangi bir zamanda hareketli lav akışının kalınlığından çok daha fazla olabilir, çünkü bazalt lavları katılaşmış bir kabuğun altındaki lav kaynağı ile "şişebilir". Bazalt lavlarının çoğu blok lavlardan ziyade ʻAʻā veya pāhoehoe tipindedir. Su altında, karadaki entrail tipi pahoehoe lavlarına oldukça benzeyen yastık lavları oluşturabilirler. ⓘ
Ultramafik magmalar
Pikritik bazalt, komatiit ve boninit oluşturan yüksek magnezyen magmalar gibi ultramafik magmalar, bileşimi ve sıcaklıkları en uç noktaya taşır. Hepsinin silika içeriği %45'in altındadır. Komatiitler %18'in üzerinde magnezyum oksit içerir ve şu sıcaklıklarda patladıkları düşünülmektedir: Bu sıcaklıkta mineral bileşiklerinde neredeyse hiç polimerizasyon olmaz ve oldukça hareketli bir sıvı oluşturur. Komatiit magmalarının viskozitelerinin 100 ila 1000 cP (0,1 ila 1 Pa⋅s) kadar düşük olduğu, hafif motor yağına benzer olduğu düşünülmektedir. Çoğu ultramafik lav Proterozoik'ten daha genç değildir, Orta Amerika'daki Phanerozoik'ten bilinen birkaç ultramafik magma ise sıcak bir manto tüyüne atfedilir. Dünya'nın mantosu yüksek magnezyen magmalar üretmek için çok fazla soğuduğu için modern komatiit lavlar bilinmemektedir. ⓘ
Alkali magmalar
Bazı silisik magmalar, özellikle kıtasal riftleşme bölgelerinde, derinden dalmış plakaların üstündeki alanlarda veya plaka içi sıcak noktalarda yüksek alkali metal oksit (sodyum ve potasyum) içeriğine sahiptir. Silika içerikleri ultramafik (nefelinitler, bazanitler ve tepritler) ile felsik (trakitler) arasında değişebilir. Mantoda subalkalin magmalara göre daha derinlerde oluşma olasılıkları daha yüksektir. Olivin nefelinit magmaları hem ultramafik hem de oldukça alkalindir ve Dünya'nın mantosunda diğer magmalara göre çok daha derinlerden geldiği düşünülmektedir. ⓘ
|
Tholeiitic bazalt magma SiO2 (%53,8) Al2O3 (%13,9) FeO (%9,3) CaO (%7,9) MgO (%4,1) Na2O (%3,0) Fe2O3 (%2,6) TiO2 (%2.0) K2O (%1,5) P2O5 (%0,4) MnO (%0,2)
|
Riyolit magma SiO2 (%73,2) Al2O3 (%14) FeO (%1,7) CaO (%1,3) MgO (%0,4) Na2O (%3,9) Fe2O3 (%0,6) TiO2 (%0,2) K2O (%4,1) P2O5 (%0) MnO (%0) ⓘ
|
|---|
Silisik olmayan magmalar
Olağandışı bileşime sahip bazı lavlar Dünya yüzeyine püskürmüştür. Bunlar arasında şunlar sayılabilir:
- Karbonatit ve natrokarbonatit lavlar, aktif bir karbonatit volkanının tek örneği olan Tanzanya'daki Ol Doinyo Lengai volkanından bilinmektedir. Jeolojik kayıtlardaki karbonatitler tipik olarak %75 oranında karbonat minerallerinden oluşur ve daha az miktarda silika ile doymamış silikat mineralleri (mikalar ve olivin gibi), apatit, manyetit ve piroklor içerir. Laboratuvar deneyleri kalsit bakımından zengin bir magmanın mümkün olduğunu gösterse de, bu durum lavın orijinal bileşimini yansıtmayabilir; bu bileşim daha sonra hidrotermal aktivite ile uzaklaştırılan sodyum karbonat içermiş olabilir. Karbonatit lavları, muhtemelen karışmayan bir fazın ayrılmasıyla, her zaman ilişkili oldukları yüksek alkali silisik lavlardan türediklerini gösteren kararlı izotop oranları gösterir. Ol Doinyo Lengai'nin natrokarbonatit lavları çoğunlukla sodyum karbonattan, yaklaşık yarısı kadar kalsiyum karbonattan ve yine yarısı kadar potasyum karbonattan ve az miktarda halojenür, florür ve sülfattan oluşur. Lavlar son derece akışkandır, viskoziteleri sudan sadece biraz daha fazladır ve ölçülen sıcaklıkları ile çok soğuktur.
- Demir oksit magmalarının Proterozoik dönemde oluşan İsveç Kiruna'daki demir cevherinin kaynağı olduğu düşünülmektedir. Pliyosen yaşlı demir oksit lavları Şili-Arjantin sınırındaki El Laco volkanik kompleksinde görülür. Demir oksit lavlarının, demir oksit magmasının kalk-alkali veya alkali bileşimli bir ana magmadan karışmadan ayrılması sonucu oluştuğu düşünülmektedir.
- Şili'deki Lastarria volkanında uzun ve geniş sülfür lav akıntıları meydana gelir. Sülfür yataklarının 'ye kadar düşük sıcaklıklarda erimesiyle oluşmuşlardır. ⓘ
Magmatik gazlar
Farklı gazların konsantrasyonları önemli ölçüde değişebilir. Su buharı tipik olarak en bol bulunan magmatik gazdır, bunu karbondioksit ve sülfür dioksit takip eder. Diğer başlıca magmatik gazlar arasında hidrojen sülfür, hidrojen klorür ve hidrojen florür bulunur. ⓘ
Magmatik gazların magma içindeki çözünürlüğü basınca, magma bileşimine ve sıcaklığa bağlıdır. Lav olarak çıkarılan magma son derece kurudur, ancak derinlerde ve büyük basınç altındaki magma %10'dan fazla çözünmüş su içeriği içerebilir. Su, düşük silisli magmada yüksek silisli magmaya göre biraz daha az çözünür, böylece 1.100 °C ve 0,5 GPa'da bazaltik bir magma %8 çözünürken granit pegmatit magma %11 çözünebilir. Bununla birlikte, magmalar tipik koşullar altında mutlaka doymuş değildir. ⓘ
|
|---|
Karbondioksit magmalarda sudan çok daha az çözünür ve büyük derinliklerde bile sıklıkla farklı bir sıvı fazına ayrılır. Bu, magmalarda büyük derinliklerde oluşan kristallerde karbondioksit sıvı kapanımlarının varlığını açıklar. ⓘ
Reoloji
Viskozite, magmaların davranışını anlamada önemli bir eriyik özelliğidir. Yaygın silikat lavlarındaki sıcaklıklar felsik lavlar ile mafik lavlar arasında değişirken, aynı lavların viskozitesi, mafik lavlar için 104 cP'den (10 Pa⋅s) felsik magmalar için 1011 cP'ye (108 Pa⋅s) kadar yedi büyüklük mertebesi arasında değişmektedir. Viskozite çoğunlukla bileşim tarafından belirlenir ancak sıcaklığa da bağlıdır. Felsik lavların mafik lavlara göre daha soğuk olma eğilimi viskozite farkını artırır. ⓘ
Silisyum iyonu küçük ve yüksek yüklüdür ve bu nedenle çok daha küçük silisyum iyonu etrafında dört yüzlü bir düzenleme oluşturan dört oksijen iyonu ile koordine olma eğilimindedir. Buna silika tetrahedron denir. Silisyum oranı düşük olan bir magmada bu silika tetrahedralar izole haldedir, ancak silisyum içeriği arttıkça, silika tetrahedralar kısmen polimerleşmeye başlar ve köprü oksijen iyonlarıyla birbirine bağlanan silika tetrahedraların zincirlerini, tabakalarını ve kümelerini oluşturur. Bunlar magmanın viskozitesini büyük ölçüde artırır. ⓘ
Tek bir silika tetrahedron
Bir köprü oksijen iyonu (pembe renkli) tarafından birleştirilen iki silika tetrahedra ⓘ
Polimerizasyon eğilimi NBO/T olarak ifade edilir; burada NBO köprü oluşturmayan oksijen iyonlarının sayısı, T ise ağ oluşturan iyonların sayısıdır. Silisyum ana ağ oluşturucu iyon olmakla birlikte, sodyum oranı yüksek magmalarda alüminyum da ağ oluşturucu olarak görev yapar ve diğer ağ oluşturucular eksik olduğunda ferrik demir de ağ oluşturucu olarak görev yapabilir. Diğer metalik iyonların çoğu polimerleşme eğilimini azaltır ve ağ değiştiriciler olarak tanımlanır. Tamamen erimiş silikadan oluşan varsayımsal bir magmada NBO/T 0 olurken, polimerizasyonun gerçekleşmeyeceği kadar düşük ağ oluşturucu içeren varsayımsal bir magmada NBO/T 4 olur. Her iki uç da doğada yaygın değildir, ancak bazalt magmaları tipik olarak 0,6 ile 0,9 arasında NBO/T'ye, andezitik magmalar 0,3 ile 0,5 arasında NBO/T'ye ve riyolitik magmalar 0,02 ile 0,2 arasında NBO/T'ye sahiptir. Su bir ağ düzenleyici olarak işlev görür ve çözünmüş su eriyik viskozitesini büyük ölçüde azaltır. Karbondioksit ağ düzenleyicileri nötralize eder, bu nedenle çözünmüş karbondioksit viskoziteyi artırır. Daha yüksek sıcaklıktaki eriyikler daha az viskozdur, çünkü oksijen ve ağ oluşturucular arasındaki bağları kırmak için daha fazla termal enerji mevcuttur. ⓘ
Çoğu magma çeşitli minerallerin katı kristallerini, ksenolit olarak bilinen egzotik kaya parçalarını ve daha önce katılaşmış magma parçalarını içerir. Çoğu magmanın kristal içeriği onlara tiksotropik ve kayma inceltici özellikler kazandırır. Başka bir deyişle, çoğu magma, akış hızının kayma gerilimi ile orantılı olduğu Newton sıvıları gibi davranmaz. Bunun yerine, tipik bir magma, akma gerilimi olarak adlandırılan bir gerilim eşiği aşılana kadar akışa önemli ölçüde direnç gösteren bir Bingham sıvısıdır. Bu da kısmen kristalleşmiş magmanın tıkaç akışıyla sonuçlanır. Tıkaç akışının bilinen bir örneği diş macunu tüpünden sıkılan diş macunudur. Diş macunu yarı katı bir tıkaç olarak çıkar, çünkü kesme işlemi tüpün yanındaki diş macununda ince bir tabakada yoğunlaşır ve diş macunu sadece burada bir sıvı gibi davranır. Tiksotropik davranış aynı zamanda kristallerin magmanın dışına yerleşmesini de engeller. Kristal içeriği yaklaşık %60'a ulaştığında, magma bir sıvı gibi davranmayı bırakır ve bir katı gibi davranmaya başlar. Kristallerin erimiş kaya ile bu şekilde karışımı bazen kristal lapası olarak tanımlanır. ⓘ
Magma tipik olarak viskoelastiktir, yani düşük gerilimler altında bir sıvı gibi akar, ancak uygulanan gerilim kritik bir değeri aştığında, eriyik yalnızca gevşeme yoluyla gerilimi yeterince hızlı dağıtamaz, bu da geçici kırık yayılımına neden olur. Gerilimler kritik eşiğin altına düşürüldüğünde, eriyik viskoz olarak bir kez daha gevşer ve kırığı iyileştirir. ⓘ
Sıcaklık
Yüzeye çıkarılan magma olan lavların sıcaklıkları 'dir, ancak çok nadir karbonatit magmaları 'ye kadar soğuk olabilir ve komatiit magmaları 'ye kadar sıcak olabilir. Jeotermal alanlarda yapılan sondajlar sırasında zaman zaman magma ile karşılaşılmıştır; Hawaii'de yapılan sondajda dasitik bir magma kütlesine . derinlikte nüfuz edilmiştir. Bu magmanın sıcaklığı . olarak tahmin edilmiştir. Daha derin magmaların sıcaklıkları teorik hesaplamalardan ve jeotermal gradyandan çıkarılmalıdır. ⓘ
Çoğu magma sıvı fazda asılı duran bazı katı kristaller içerir. Bu da magmanın sıcaklığının, magmanın tamamen katılaştığı sıcaklık olarak tanımlanan solidus ile magmanın tamamen sıvı olduğu sıcaklık olarak tanımlanan liquidus arasında olduğunu gösterir. Muhtemel derinliklerdeki solidus sıcaklıklarının hesaplanması, riftleşme alanlarının altında üretilen magmanın yaklaşık 'lik bir sıcaklıkta başladığını göstermektedir. Manto plüslerinden üretilen magma . kadar sıcak olabilir. Su buharının erime sıcaklığını düşürdüğü dalma-batma bölgelerinde oluşan magmanın sıcaklığı . ⓘ
Yoğunluk
Magma yoğunlukları çoğunlukla bileşime bağlıdır, demir içeriği en önemli parametredir. ⓘ
| Tip | Yoğunluk (kg/m3) ⓘ |
|---|---|
| Bazaltik magma | 2650–2800 |
| Andezitik magma | 2450–2500 |
| Riyolitik magma | 2180–2250 |
Magma düşük basınç veya yüksek sıcaklıkta hafifçe genleşir. Magma yüzeye yaklaştığında, çözünmüş gazları sıvıdan kabarcıklar halinde çıkmaya başlar. Bu kabarcıklar magmanın derinlerdeki yoğunluğunu önemli ölçüde azaltmış ve ilk etapta yüzeye doğru çıkmasına yardımcı olmuştur. ⓘ
Kökenleri
Dünyanın iç kısmındaki sıcaklık, derinlikle sıcaklık değişim oranı olan jeotermal gradyan ile tanımlanır. Jeotermal eğim, Dünya'nın iç kısmındaki radyoaktif bozunma yoluyla ısınma ile yeryüzünden ısı kaybı arasındaki denge tarafından oluşturulur. Jeotermal eğim, Dünya'nın üst kabuğunda ortalama 25 °C/km'dir, ancak bu, okyanus hendekleri ve dalma-batma bölgeleri içinde 5-10 °C/km'den okyanus ortası sırtları boyunca veya manto tüylerinin yakınında 30-80 °C/km'ye kadar bölgelere göre büyük ölçüde değişir. Eğim derinlikle birlikte daha az dik hale gelir ve yavaş konveksiyonun ısıyı verimli bir şekilde taşıdığı mantoda sadece 0,25 ila 0,3 °C/km'ye düşer. Ortalama jeotermal eğim normalde kayaları kabuğun veya üst mantonun herhangi bir yerinde erime noktasına getirecek kadar dik değildir, bu nedenle magma yalnızca jeotermal eğimin alışılmadık derecede dik olduğu veya kayanın erime noktasının alışılmadık derecede düşük olduğu yerlerde üretilir. Bununla birlikte, bu tür ortamlarda magmanın yüzeye doğru yükselmesi, ısının yerkabuğu boyunca taşınması için en önemli süreçtir. ⓘ
Kayalar basınçtaki azalmaya, bileşimdeki bir değişikliğe (su ilavesi gibi), sıcaklıktaki bir artışa veya bu süreçlerin bir kombinasyonuna tepki olarak eriyebilir. Bir meteor çarpması sonucu erime gibi diğer mekanizmalar günümüzde daha az önemlidir, ancak Dünya'nın birikimi sırasındaki çarpmalar geniş çaplı erimeye yol açmıştır ve erken Dünya'mızın birkaç yüz kilometrelik dış kısmı muhtemelen bir magma okyanusuydu. Son birkaç yüz milyon yıl içinde büyük meteorların çarpması, birkaç büyük magmatik bölgenin kapsamlı bazalt magmatizmasından sorumlu bir mekanizma olarak önerilmiştir. ⓘ
Dekompresyon
Basınçtaki azalma nedeniyle dekompresyon erimesi meydana gelir. Üst mantodan magma üretimi için en önemli mekanizmadır. ⓘ
Çoğu kayanın solidus sıcaklıkları (tamamen katı oldukları sıcaklıklar) su yokluğunda artan basınçla birlikte artar. Dünya'nın mantosunun derinliklerindeki peridotit, daha sığ bir seviyedeki solidus sıcaklığından daha sıcak olabilir. Eğer böyle bir kaya katı mantonun konveksiyonu sırasında yükselirse, adyabatik bir süreçte genişledikçe hafifçe soğuyacaktır, ancak soğuma kilometre başına sadece yaklaşık 0,3 °C'dir. Uygun peridotit örnekleri üzerinde yapılan deneysel çalışmalar, solidus sıcaklıklarının kilometre başına 3 °C ila 4 °C arttığını belgelemektedir. Kaya yeterince yükselirse erimeye başlayacaktır. Eriyik damlacıkları birleşerek daha büyük hacimlere dönüşebilir ve yukarı doğru sızabilir. Katı mantonun yukarı doğru hareketinden kaynaklanan bu erime süreci, Dünya'nın evriminde kritik öneme sahiptir. ⓘ
Dekompresyon erimesi okyanus ortası sırtlarda okyanus kabuğunu oluşturarak Dünya'daki en önemli magma kaynağı haline gelir. Aynı zamanda Avrupa, Afrika ve Pasifik deniz tabanı gibi plaka içi bölgelerde volkanizmaya neden olur. Levha içi volkanizma, manto plumlarının yükselmesine veya levha içi genişlemeye bağlanmaktadır ve her bir mekanizmanın önemi devam eden bir araştırma konusudur. ⓘ
Su ve karbondioksitin etkileri
Magmanın oluşumundan en çok sorumlu olan kayaç bileşimindeki değişiklik su ilavesidir. Su, belirli bir basınçta kayaların solidus sıcaklığını düşürür. Örneğin, yaklaşık 100 kilometre derinlikte, peridotit fazla su varlığında 800 °C civarında, ancak su yokluğunda 1.500 °C civarında erimeye başlar. Su, dalma-batma bölgelerinde okyanus litosferinden dışarı itilir ve üstteki mantoda erimeye neden olur. Bazalt veya andezit bileşimli sulu magmalar, dalma-batma işlemi sırasında dehidrasyonun bir sonucu olarak doğrudan veya dolaylı olarak üretilir. Bu tür magmalar ve bunlardan türetilenler, Pasifik Ateş Çemberi'nde olduğu gibi ada yaylarını oluşturur. Bu magmalar kıtasal kabuğun önemli bir parçası olan kalk-alkalin serisi kayaçları oluşturur. ⓘ
Karbondioksit ilavesi, magma oluşumunda su ilavesinden nispeten daha az önemli bir nedendir, ancak bazı silika ile doymamış magmaların oluşumu, manto kaynak bölgelerinde karbondioksitin su üzerindeki baskınlığına bağlanmıştır. Karbondioksit varlığında, deneyler peridotit katı sıcaklığının yaklaşık 70 km derinliğe karşılık gelen basınçlarda dar bir basınç aralığında yaklaşık 200 °C azaldığını belgelemektedir. Daha derinlerde, karbondioksit daha fazla etkiye sahip olabilir: yaklaşık 200 km derinliklerde, karbonatlı bir peridotit bileşiminin ilk erime sıcaklıklarının, karbondioksit içermeyen aynı bileşime göre 450 °C ila 600 °C daha düşük olduğu belirlenmiştir. Nefelinit, karbonatit ve kimberlit gibi kaya türlerinden oluşan magmalar, yaklaşık 70 km'den daha büyük derinliklerde mantoya karbondioksit akışını takiben oluşabilecekler arasındadır. ⓘ
Sıcaklık artışı
Sıcaklık artışı, kıtasal kabuk içinde magma oluşumu için en tipik mekanizmadır. Bu tür sıcaklık artışları, magmanın mantodan yukarı doğru sokulması nedeniyle meydana gelebilir. Sıcaklıklar ayrıca bir levha sınırında sıkıştırılarak kalınlaştırılmış kıtasal kabukta bir kabuk kayasının solidusunu da aşabilir. Hindistan ve Asya kıtasal kütleleri arasındaki levha sınırı, sınırın hemen kuzeyindeki Tibet Platosu'nun yaklaşık 80 kilometre kalınlığında kabuğa sahip olması nedeniyle, normal kıtasal kabuğun kalınlığının kabaca iki katı olan iyi çalışılmış bir örnek sağlar. Manyetotellürik verilerden çıkarılan elektriksel direnç çalışmaları, silikat eriyiği içerdiği anlaşılan ve Tibet Platosu'nun güney kenarı boyunca orta kabuk içinde en az 1.000 kilometre boyunca uzanan bir katman tespit etmiştir. Granit ve riyolit, genellikle sıcaklıktaki artışlar nedeniyle kıtasal kabuğun erimesinin ürünleri olarak yorumlanan magmatik kayaç türleridir. Sıcaklık artışları aynı zamanda bir dalma-batma bölgesinde aşağıya doğru sürüklenen litosferin erimesine de katkıda bulunabilir. ⓘ
Erime süreci
Kayaçlar eridiğinde, bunu bir sıcaklık aralığında yaparlar, çünkü çoğu kayaç, hepsi farklı erime noktalarına sahip olan birkaç mineralden oluşur. İlk erimenin ortaya çıktığı sıcaklık (solidus), saf minerallerden herhangi birinin erime sıcaklığından daha düşüktür. Bu, buzun tuzla karıştırıldığında erime noktasının düşmesine benzer. İlk eriyik ötektik olarak adlandırılır ve mevcut minerallerin kombinasyonuna bağlı bir bileşime sahiptir. ⓘ
Örneğin, bazalttaki baskın minerallerden ikisi olan anortit ve diyopsit karışımı yaklaşık 1274 °C'de erimeye başlar. Bu, saf diyopsit için 1392 °C ve saf anortit için 1553 °C olan erime sıcaklıklarının oldukça altındadır. Elde edilen eriyik ağırlıkça yaklaşık %43 anortitten oluşur. Kayaya ilave ısı eklendikçe, anortit veya diyopsit tamamen eriyene kadar sıcaklık 1274 °C'de kalır. Daha sonra kalan mineral erimeye devam ettikçe sıcaklık yükselir ve bu da eriyik bileşimini ötektikten uzaklaştırır. Örneğin, anortit içeriği %43'ten fazlaysa, tüm diyopsit kaynağı, eriyiği ötektik bileşimde tutmaya yetecek kadar anortit ile birlikte 1274 °C'de eriyecektir. Daha fazla ısıtma, kalan anortit yavaş yavaş eridikçe ve eriyik anortit sıvısı bakımından giderek zenginleştikçe sıcaklığın yavaşça yükselmesine neden olur. Karışımda çok az miktarda anortit varsa, sıcaklık 1274 °C'nin çok üzerine çıkmadan önce bu eriyecektir. Karışımın neredeyse tamamı anortit ise, tüm anortit erimeden önce sıcaklık neredeyse saf anortitin erime noktasına ulaşacaktır. Karışımın anortit içeriği %43'ten azsa, tüm anortit ötektik sıcaklıkta diyopsitin bir kısmıyla birlikte eriyecek ve kalan diyopsit daha sonra sıcaklık yükselmeye devam ettikçe yavaş yavaş eriyecektir. ⓘ
Ötektik erime nedeniyle, eriyiğin bileşimi kaynak kayadan oldukça farklı olabilir. Örneğin, %10 anortit ile diyopsit karışımı, eriyik yaklaşık %43 anortit bileşimine sahip olan ötektikten sapmadan önce yaklaşık %23 kısmi erime yaşayabilir. Kısmi erimenin bu etkisi farklı magmaların bileşimlerine de yansımıştır. Üst mantonun düşük derecede kısmi erimesi (%2 ila %4) melilititler gibi yüksek alkali magmalar üretebilirken, daha yüksek derecede kısmi erime (%8 ila %11) alkali olivin bazalt üretebilir. Okyanus magmaları muhtemelen kaynak kayanın %3 ila %15'inin kısmi erimesinden kaynaklanır. Bazı kalk-alkalin granitoyidler %15 ila %30 gibi yüksek bir oranda kısmi erime ile üretilebilir. Komatiit ve pikrit gibi yüksek magnezyumlu magmalar da manto kayasının yüksek derecede kısmi erimesinin ürünü olabilir. ⓘ
Uyumsuz elementler olarak adlandırılan bazı kimyasal elementler, kaynak kayada daha bol bulunan elementlerinkinden farklı bir iyonik yarıçap ve iyonik yük kombinasyonuna sahiptir. Bu elementlerin iyonları, kaynak kayayı oluşturan minerallerin yapısına oldukça zayıf bir şekilde uyum sağlar ve düşük derecede kısmi erime ile üretilen eriyiklerde yüksek konsantrasyona sahip olmak için katı mineralleri kolayca terk eder. Uyumsuz elementler genellikle büyük ve zayıf yüklü olan potasyum, baryum, sezyum ve rubidyumun (büyük iyonlu litofil elementler veya LILE'ler) yanı sıra zirkonyum, niyobyum, hafniyum, tantal, nadir toprak elementleri ve aktinitler gibi elementleri içeren iyonları yüksek yük taşıyan elementleri (yüksek alan dayanımlı elementler veya HSFE'ler) içerir. Potasyum, çok düşük derecede kısmi erime ile üretilen eriyikte o kadar zenginleşebilir ki, magma daha sonra soğuyup katılaştığında lamprophyre, lamproite veya kimberlite gibi olağandışı potasik kayaç oluşturur. ⓘ
Yeterince kaya eridiğinde, küçük eriyik kürecikleri (genellikle mineral taneleri arasında meydana gelir) birbirine bağlanır ve kayayı yumuşatır. Yeryüzündeki basınç altında, kısmi erimenin yüzde biri kadar az bir kısmı eriyiğin kaynağından sıkışmasına neden olmak için yeterli olabilir. Kısmi erime derecesi %30'u aştığında eriyik kaynak kayadan hızla ayrılır. Bununla birlikte, genellikle ısı kaynağı tükenmeden önce bir magma kaynak kayasının %30'undan çok daha azı erimiş olur. ⓘ
Pegmatit, kabuğun düşük derecelerde kısmi erimesiyle üretilebilir. Bazı granit bileşimli magmalar ötektik (veya kotektik) eriyiklerdir ve kabuğun düşük ila yüksek derecelerde kısmi erimesinin yanı sıra fraksiyonel kristalleşme ile de üretilebilirler. ⓘ
Magmaların evrimi
Çoğu magma, geçmişlerinin yalnızca küçük bir bölümünde tamamen erimiştir. Daha tipik olarak, eriyik ve kristallerin ve bazen de gaz kabarcıklarının karışımıdırlar. Eriyik, kristaller ve kabarcıklar genellikle farklı yoğunluklara sahiptir ve bu nedenle magmalar geliştikçe ayrılabilirler. ⓘ
Magma soğudukça, mineraller tipik olarak eriyikten farklı sıcaklıklarda kristalleşir. Bu, orijinal erime sürecinin tersine benzer. Bununla birlikte, eriyik genellikle orijinal kaynak kayasından ayrıldığı ve daha sığ bir derinliğe taşındığı için, tersine kristalleşme süreci tam olarak aynı değildir. Örneğin, bir eriyik %50 oranında diyopsit ve anortit içeriyorsa, anortit 1274 °C'lik ötektik sıcaklıktan biraz daha yüksek bir sıcaklıkta eriyikten kristalleşmeye başlayacaktır. Bu da kalan eriyiği ötektik bileşimi olan %43 diyopside doğru kaydırır. Ötektik sıcaklığa, diyopsit ve anortitin birlikte kristalleşmeye başladığı sıcaklık olan 1274 °C'de ulaşılır. Eğer eriyik %90 diyopsit olsaydı, ötektik sıcaklığa ulaşılana kadar önce diyopsit kristalleşmeye başlardı. ⓘ
Eğer kristaller eriyik içinde asılı kalırsa, kristalleşme süreci eriyik artı katı minerallerin genel bileşimini değiştirmeyecektir. Bu durum denge kristalleşmesi olarak tanımlanır. Ancak Norman L. Bowen, 1915 tarihli Silikat Sıvılarında Kristalleşme-Farklılaşma adlı makalesinde sonuçlanan bir dizi deneyde, forsterit, diyopsit ve silikadan oluşan soğuyan bir eriyikten kristalleşen olivin ve diyopsit kristallerinin jeolojik olarak ilgili zaman ölçeklerinde eriyik içinde batacağını göstermiştir. Jeologlar daha sonra bu tür fraksiyonel kristalleşmeye dair önemli saha kanıtları bulmuşlardır. ⓘ
Kristaller bir magmadan ayrıldığında, kalan magmanın bileşimi ana magmadan farklı olacaktır. Örneğin, gabroik bileşimli bir magma, erken oluşan kristaller magmadan ayrılırsa granitik bileşimli bir kalıntı eriyik üretebilir. Gabro 1.200 °C'ye yakın bir sıvı sıcaklığına sahip olabilir ve türev granit bileşimli eriyik yaklaşık 700 °C kadar düşük bir sıvı sıcaklığına sahip olabilir. Uyumsuz elementler, fraksiyonel kristalleşme sırasında magmanın son kalıntılarında ve kısmi erime sırasında üretilen ilk eriyiklerde yoğunlaşır: her iki süreç de genellikle uyumsuz elementler açısından zengin bir kaya türü olan pegmatite kristalleşen magmayı oluşturabilir. Bowen'in reaksiyon serisi, bir magmanın idealize edilmiş fraksiyonel kristalleşme sırasını anlamak için önemlidir. ⓘ
Magma bileşimi kısmi erime ve fraksiyonel kristalleşme dışındaki süreçlerle de belirlenebilir. Örneğin, magmalar genellikle içine girdikleri kayaçlarla, hem bu kayaçları eriterek hem de onlarla reaksiyona girerek etkileşime girer. Bir magma odasının çatısına yakın asimilasyon ve tabanına yakın fraksiyonel kristalleşme aynı anda bile gerçekleşebilir. Farklı bileşimlerdeki magmalar birbirleriyle karışabilir. Nadir durumlarda, eriyikler zıt bileşimlere sahip iki karışmayan eriyiğe ayrılabilir. ⓘ
Birincil magmalar
Kaya eridiğinde ortaya çıkan sıvı birincil magmadır. Birincil magmalar herhangi bir farklılaşma geçirmemiştir ve bir magmanın başlangıç bileşimini temsil eder. Pratikte, birincil magmaları kesin olarak tanımlamak zordur, ancak boninitin birincil bir magmadan kristalize olmuş bir andezit çeşidi olduğu öne sürülmüştür. Zimbabwe'deki Great Dyke da birincil bir magmadan kristalize olmuş kaya olarak yorumlanmıştır. Migmatitlerin lökozomlarının birincil magmalar olarak yorumlanması, lökozomların birincil bir magmanın çıkarılmasıyla kalan bir kalıntı (kümülat kaya) olduğunu öne süren zirkon verileriyle çelişmektedir. ⓘ
Ebeveyn magma
İlkel veya birincil magma bileşimini bulmak imkânsız olduğunda, ebeveyn erimesini belirlemeye çalışmak Genellikle yararlıdır. Ebeveyn eriyiği, gözlenen magma kimyası aralığının magmatik farklılaşma süreçleri tarafından türetildiği bir magma bileşimidir. İlkel bir eriyik olması gerekmez. ⓘ
Örneğin, bir dizi bazalt akışının birbiriyle ilişkili olduğu varsayılır. Makul olarak fraksiyonel kristalizasyon yoluyla üretilebilecekleri bir kompozisyon, ebeveyn eriyiği olarak adlandırılır. Fraksiyonel kristalleşme modelleri, ortak bir ebeveyn erimesini paylaştıkları hipotezini test etmek için üretilecektir. ⓘ
Mantonun yüksek derecede kısmi erimesinde, komatit ve pikrit üretilir. ⓘ
Göç ve katılaşma
Magma, sıcaklık ve basınç koşullarının eriyik halini desteklediği manto veya kabuk içinde gelişir. Oluşumundan sonra magma, kaynak kayadan daha düşük yoğunluğu nedeniyle Dünya yüzeyine doğru kaldırma kuvvetiyle yükselir. Kabuk boyunca ilerlerken magma, magma odalarında toplanıp kalabilir (ancak son çalışmalar, magmanın baskın olarak sıvı magma odaları yerine kabuk ötesi kristal bakımından zengin mantar bölgelerinde depolanabileceğini göstermektedir). Magma, soğuyup kristalleşerek intrüzif kayaç oluşturana, volkan olarak patlayana ya da başka bir magma odasına geçene kadar bir odada kalabilir. ⓘ
Plütonizma
Magma soğuduğunda katı mineral fazları oluşturmaya başlar. Bunlardan bazıları magma odasının dibine yerleşerek, mafik katmanlı intrüzyonlar oluşturabilecek kümülatlar oluşturur. Bir magma odası içinde yavaşça soğuyan magma, genellikle magmanın bileşimine bağlı olarak gabro, diyorit ve granit gibi plütonik kayaların gövdelerini oluşturur. Alternatif olarak, magma püskürtülürse, bazalt, andezit ve riyolit (sırasıyla gabro, diyorit ve granitin ekstrüzif eşdeğerleri) gibi volkanik kayaçlar oluşturur. ⓘ
Volkanizma
Volkanik bir patlama sırasında yüzeye çıkan magmaya lav denir. Lav, yeraltındaki magma kütlelerine kıyasla nispeten daha hızlı soğur ve katılaşır. Bu hızlı soğuma kristallerin büyümesine izin vermez ve eriyiğin bir kısmı hiç kristalleşmeyerek cam haline gelir. Büyük ölçüde volkanik camdan oluşan kayalar arasında obsidyen, skorya ve pomza bulunur. ⓘ
Volkanik patlamalardan önce ve patlamalar sırasında, CO2 ve H2O gibi uçucu maddeler, eksolüsyon olarak bilinen bir süreçle eriyiği kısmen terk eder. Düşük su içeriğine sahip magma giderek daha viskoz hale gelir. Volkanik bir patlama sırasında magma yukarı doğru yöneldiğinde büyük bir çözülme meydana gelirse, ortaya çıkan patlama genellikle patlayıcıdır. ⓘ
Enerji üretimi için magma kullanımı
İzlanda Derin Sondaj Projesi, İzlanda yüzeyinin altındaki volkanik ana kayadaki ısıyı kontrol altına almak amacıyla birkaç 5.000 milyon delik açarken, 2009 yılında 2.100 metrede bir magma cebine çarptı. Çünkü bu, kayıtlı tarihte yalnızca üçüncü seferdi. Magmaya ulaşıldığında, IDDP deliğe yatırım yapmaya karar verdi ve adını IDDP-1 olarak verdi. ⓘ
Magmaya yakın dibinde bir delik bulunan deliğe çimentolu çelik bir kasa inşa edildi. Magma buharının yüksek sıcaklıkları ve basıncı, 36MW güç üretmek için kullanıldı ve IDDP-1'i dünyanın ilk magma destekli jeotermal sistemi haline getirdi. ⓘ
Magmanın fiziksel ve kimyasal özellikleri
Çoğu magmatik sıvı silika bakımından zengindir. Silikat eriyikleri esas olarak silikon, oksijen, alüminyum, demir, magnezyum, kalsiyum, sodyum ve potasyumdan oluşur. Eriyiklerin fiziksel davranışları atomik yapılarının yanı sıra sıcaklık, basınç ve bileşime bağlıdır. ⓘ
Viskozite, magmaların davranışını anlamada önemli bir erime özelliğidir. Daha silika bakımından zengin eriyikler, daha fazla silika tetrahedra bağlantısı ile tipik olarak daha polimerize edilir ve dolayısıyla daha viskozdur. Suyun çözünmesi eriyik viskozitesini büyük ölçüde azaltır. Daha yüksek sıcaklık eriyikleri daha az viskozdur. Ayrıca, silikat eriyiği (magmanın sıvı fazı) viskoelastiktir, yani düşük gerilimler altında bir sıvı gibi akar, ancak uygulanan gerilim kritik bir değeri aştığında, eriyik gerilimi tek başına gevşetme yoluyla yeterince hızlı dağıtamaz, bu da geçici kırılmaya neden olur. Stresler kritik eşiğin altına düştüğünde, eriyik bir kez daha viskoz bir şekilde gevşer ve kırığı iyileştirir. ⓘ
Genel olarak konuşursak, bazalt oluşturanlar gibi daha mafik magmalar, riyolit oluşturanlar gibi daha silika bakımından zengin magmalardan daha sıcak ve daha az viskozdur. Düşük viskozite, daha yumuşak, daha az patlayıcı püskürmelere yol açar ⓘ
Birkaç farklı magma türünün özellikleri aşağıdaki gibidir: Ultramafik (pikrit) ⓘ
< 45% ⓘ
- > 8% ila 32%Ayrıştırılamadı (sözdizim hatası): {\displaystyle \ce{MgO <span title="Kaynak: Türkçe Vikipedi, Bölüm "Magmanın fiziksel ve kimyasal özellikleri"" class="plainlinks">[https://tr.wikipedia.org/wiki/Magma#Magmanın_fiziksel_ve_kimyasal_özellikleri <span style="color:#dddddd">ⓘ</span>]</span>}}
Sıcaklık: 1500 °C'ye kadar ⓘ
Viskozite: Çok Yavaş ⓘ
Erüptif davranış: yumuşak veya çok patlayıcı ⓘ
Dağılım: Sıcak noktalar,yakınsak plaka sınırları ⓘ
Mafik (Bazaltik) ⓘ
< 50% ⓘ
ve tipik olarak <% 10 wt ⓘ
Sıcaklık: ~1300 °C'ye kadar ⓘ
Viskozite: Yavaş ⓘ
Erüptif davranış: Sakin ⓘ
Dağılım: Sıcak noktalar, yakınsak plaka sınırları ⓘ
Orta Düzey (Andezit) ⓘ
~60% ⓘ
- : ~3%th ⓘ
Sıcaklık: ~1000 °C ⓘ
Viskozite: Orta Düzey ⓘ
Erüptif davranış: Patlayıcı ⓘ
Dağılım: Yakınsak plaka sınırları, ada yayları ⓘ
Felsik (riyolitik) ⓘ
> 70% ⓘ
- : ~2% ⓘ
Sıcaklık: <900 °C ⓘ
Viskozite: Yüksek ⓘ
Erüptif davranış: Patlayıcı ⓘ
Dağılım: Kıta kabuğundaki (Yellowstone Milli Parkı) ve kıta yarıklarındaki sıcak noktalarda yaygındır. ⓘ
Sıcaklık
Bileşimi
Büyük bir kaya kütlesinin toplu bileşimini değiştirmek genellikle çok zordur, bu nedenle bileşim, herhangi bir sıcaklık ve basınçta bir kayanın eriyip erimeyeceği konusunda temel kontroldür. Bir kayanın bileşiminin, su ve karbondioksit gibi uçucu fazları içerdiği de düşünülebilir. ⓘ
Basınç altındaki bir kayada uçucu fazların varlığı, eriyik bir fraksiyonu stabilize edebilir. Hatta% 0,8'lik suyun varlığı erime sıcaklığını 100 °C'ye kadar düşürebilir. Tersine, bir magmadan su ve uçucuların kaybı, magmanın esasen donmasına veya katılaşmasına neden olabilir. ⓘ
Ayrıca hemen hemen tüm magmanın büyük bir kısmı, bir silikon ve oksijen bileşiği olan silikadır. Magma ayrıca magma yükseldikçe genişleyen gazlar içerir. Yüksek silika içeren magma akmaya karşı dirençlidir, bu nedenle içinde genişleyen gazlar hapsolur. Gazlar şiddetli, tehlikeli bir patlamayla patlayana kadar basınç artar. Silika bakımından nispeten zayıf olan magma kolayca akar, bu nedenle gaz kabarcıkları içinden yukarı hareket eder. ⓘ
Magmanın katılaşması
Kristalleşen mineraller yüksek sıcaklıkta ve uçucu bileşen bakımından fakir bir magmadan itibaren oluşurlar. Bu minerallere pirojenetik mineraller denir. ⓘ
Pirojenetik minerallerin kristalleşip ayrılmasıyla magma uçucu bileşenler bakımından oldukça zenginleşir ve böylece bünyesinde hidroksil bulunan hidrojenetik mineraller ayrılır. Magmanın katılaşması sıcaklık ve uçucu bileşen miktarına bağlı olarak 4 evreye ayrılır. ⓘ
Ortomagmatik evre
Bu evrede ilk kristalleşmelerle pirojenetik mineraller ayrılır. (1200 - 900 °C) Daha sonra hidrojenetik mineraller ayrılır. (900 - 700 °C) ⓘ
Pegmatitik evre
Sıcaklık 700-500 °C arasındadır. Buhar basıncı çok yüksektir. Esas kristallenmeden sonra mağmanın büyük bir kısmı kristallenmiş ve geriye uçucu birleşen bakımından zengin bir artık çözelti kalmıstır. Bu artık çözeltiler son derce akıcı ve hareketlidir. Bunlar yan kayaç ve boşluklarına girerek pegmatitleri oluşturur. Çok büyük ekonomik değere sahip turmalin, topaz, beril gibi kristallerle Sn, U, Th gibi elementler içeren maden yataklarını oluşturlar. ⓘ
Pnömatolitik evre
Magmanın katılaşması süreçlerinde gaz basıncının en yüksek olduğu ve sıcaklığın 500 - 400 °C arasında olduğu evredir. ⓘ
Hidrotermal evre
Magmanın katılaşmasında son evredir. Sıcaklık 400 °C den düşüktür. Gaz basıncı ise oldukça azalır. Bu evrede çözeltiler çevre kayaçlardaki çatlak ve boşluklara girer, buralarda yeni mineraller oluşturur veya kayaçtaki bazı minerallerin mineralojik bileşimlerini değiştirir. Altın, gümüş, bakır gibi ekonomik değere sahip maden yatakları bu evrede oluşur. Hidrotermal evreden sonra sadece sadece su kalır. Magmanın katılaşması sona ermiştir. ⓘ
Magmatik farklılaşma
Magma oluştuğu andan itibaren tamamen katılaşana kadar birtakım aşamalardan geçer. Her aşamada ilk oluştuğu durumdan farklılaşır. Buna magmatik farklılaşma denir. Magmatik farklılaşma dört alt süreci kapsar. ⓘ
Likuasyon
Magmanın farklı özellik gösteren kısmi sıvılara ayrılma sürecidir. (Sıvı halde karışmazlık) ⓘ
Gazlarla taşınma
Uçucu bileşenlerin magma odasının bir kısmından kaçarak başka bir kısmında birikmesi, bu esnada bazı elementleri beraberinde taşıması ve böylece magma odasında farklı bileşime sahip kısımların ortaya çıkmasıdır. ⓘ
Termogravitasyonel difüzyon
Magma odasındaki magma uzun süre beklerse ve katılaşmazsa eriyiğin her tarafında bileşim aynı olmaz. Ağır olan elementler aşağı çöker, hafif olanlar ise yukarı çıkar. Ve böylece magma odasında farklı bileşime sahip kısımlar ortaya çıkar. ⓘ