ماگما ماده ی طبیعی سیال و داغی است که ماده ی سازنده ی سنگها به شمار می آیند و در سیارات ،اقمار طبیعی یا دیگر اجرام سماوی با خصوصیات کلی،مشابه تولید میشود،به علت آنکه ماگما تنها در زیر زمین یافت میگردد تشخیص هویت کامل آن میسر نیست.موقعی که ماگما به بیرون ریخته می شود علاوه بر تولید گدازه یا نهشته های خرد شده ،مقدار زیادی مواد فرار نیز آزاد می کند که در اتمسفر یا هیدروسفر زمین یا در فضای کوچک و بدون هوای سیارات محبوس می گردد.برای مثال برخی از گدازه های ماه دارای حفره های کروی است که حباب های مدور گاز در آن تشکیل شده و ترکیب این سازندگان فرار ناشناخته مانده است.در قرن بیستم ایده ی وجود یک ماگمای اوليه بتدریج قوت گرفت این اصطلاح معرف آن است که ماگما مادامی که در داخل سیاره تولید می شود،ترکیب شیمیایی آن همیشه یکنواخت می باشد.بعداً این نام با واژه ی ماگمای مادر مترادف وبا هم بکار برده شد.هر دو نام برای توصیف ماگماهایی بکار می روند که در نقاط مختلف سنگهای بسیار زیاد با ترکیب شیمیایی کاملاً یکسان تولید نماید.ولی امروزه ماگمای مادر به ماگمايی اطلاق می شود که از آن یک یا چند ماگما مشتق شده باشد. بنابراین وجود ماگمای اوليه ضرورت ندارد. در سال 1960 کونو اظهار عقيده نمود که ترکیب ماگمای مادر اصولاً به عمقی بستگی دارد که ماگما در آنجا تولید می گردد.ترکیب شیمیایی اغلب سنگهای حاصل از انجماد ماگماها در حین رسیدن به سطح زمین تغییر میکند. جستجو برای یافتن ماگمای اوليه از این جهت اهمیت دارد که اطلاعات با ارزشی از ناحیه منشاء در اختیار ما قرار می دهد.به کمک طرح مطالعه ی آتشفشانی بازالتی (1981)و بر اساس انواع مشخصی از سنگهای آتشفشانی می توان ترکیب شیمیایی و ترکیب مودال درون یک سیاره را تعیین کرد.برای این منظور لازم است محاسباتی انجام شود.در ابتدا باید تمام سنگهای یک ناحیه را از سرد شدن مایعات به وجود آمده اند بررسی نمود.اگر سنگهای مورد مطالعه شیشه ای و یا کاملاً ریز دانه باشند در این صورت فرض برآن است که این سنگها از مایعات انجماد یافته اند چنانچه سنگ مورد بررسی واحد بلورهای درشت (فنوکریست) یا بلورهای بیگانه نسبت به ماگما (گزنو کریست) باشد برای تعیین ترکیب مایع مولد این سنگها به مطالعات آزمایشگاهی مخصوصی نیاز است. بعد از تعیین هویت مایعات سرد شده مرحله ی بعدی دانستن این مطلب است که کدام از این مایعات به فرآیند های دیگری که در فشارهای پایین انجام می شوند مشخصات ناحیه ی منشاء را حدس زد .
غلظت
تنها با تجزیه ی شیمیایی یک ماگما قادر به توصیف کامل آن نخواهیم بود زیرا ماگماها علا رغم دارا بودن ترکیب شیمیایی یکسان،در دماها و فشارهای مختلف ، خواص فیزیکی متفاوتی از خود بروز می دهند.فهم این موضوع ساده است زیرا تغییر می دهند . فهم این موضوع ساده است .زیرا تغییر در فشار و درجه حرارت ،نه تنها خصوصیات و فراوانی فازهای ماگمایی موجود را تغییر می دهد بلکه غلظت،چگالی و ساختمان آن را هم تغییر می دهد .به عقیده ی ویلیامز و کمک بیزنی در سال 1979غلظت مهم ترین ويژگی ماگماها می باشد .اهمیت اختصاصی غتظتها ؛
الف- در فرآیند هایی است که ماگماها را از فلزات موجود در محل منشاء جدا میکند.
ب- در صعود و استقرار ماگماها
ج- در تفریق ماگماها
د- در پخش و توزیع عناصر در ماگما
غلظتها یا گرانروی از اختصاصات سیال برای حفظ مقاومت داخلی اش در برابر جریان یافتن است و اغلب به صورت اصطکاک داخلی توصیف می شود .بخصوص آنکه عبارت از نسبت تنش برشی به تغییر شکل برشی است و در سیستم SIبر حسب نیوتن ثانیه در هر متر مربع (NS/M2) یا پواز در سیستم C.G.Sبیان می گردد.در20درجه ی سانتیگراد غلظت بر گلیسرول در حدود یک نیوتن ثانیه در هر متر مربع است . داده های غلظت بر اساس مطالعات صحرایی گدازه ها وهم چنین بر اساس اندازه گیریهای آزمایشگاهی بر روی مواد طبیعی ومصنوعی بدست آمده است .این قبیل مطالعات نشان داده است که اختلاف غلظت مواد مذاب حاصل سنگهای آذرین معمولی ،تابع تغییرات درجه حرارت یا اختلاف ترکیب شیمیایی آنها می باشد.
سازندگان فرار
تغییرات جزئی در ترکیب شیمیایی یک ماده ی فرار یا اسید های فلزات آلکالن ممکن است اثرات قابل توجهی در خصوصیات فیزیکی (مثل غلظت ،پلیمریزاسیون وچگالی ) .مواد فراّر ماگما داشته باشند .مواد فراّر ماگما شامل آن دسته از مواد شیمیایی مثلCO2:وh2o
هستند و فشار بخار آنها بقدری زیاد است که ممکن است در هر فاز گازی
حضور داشته باشند . هس (1980) نشان داده است که وجود مقدار اندکی آب در یک شیشه ی سیلیس می تواند غلظت را تا حد یک بزرگی
(ماگنی تود ) کا هش دهد و به علاوه تماس ساده ی یک سطح قدیمی با
انگشت موجب ته نشینی مواد آلکالنی گردیده و سنگ با لکه هایی از این مواد آغشته شده و در نهایت لکه های مزبور از حالت شیشه خارج می شوند.اگر آب در یک گدازه ی سیلیکاته حل شود ، نسبت آنيونها ی غیر پيوندی به کاتیونها ی تترائدری را افزایش داده پلیمریزا سیون گدازه کاهش می یابد و سرانجام از میزان غلظت کاسته می گردد.مطالعات:
الف- انکلوزیونها ی سیال موجود در کانیها
ب-مواد فرار موجود در اغلب سنگهای آذرين
ج-گازهای آزاد شده در هنگام فوران آتشفشانی همه دلالت بر این دارند که آب و دی اکسید کربن فراوان ترین سازندگان فرار در مواد آذرین سطح زمین هستند .
اغلب مقالاتی که در منشاء و تحول ماگما مورد تجزیه و تحلیل قرار داده اند به عمل آب در کا هش دمای ذوب کانیهای سازنده ی سنگ نیز اشاره می کنند و بدین ترتیب احتمال نشأت گرفتن ماگما در نتیجه ی ذوب بخشی تحتانی و گوشته ی فوقانی قوت گرفته است . تاتل و بوون (1958)
نشان داده اند که در حضورh2o و با درجه حرارت و فشاری که در اعماق پوسته ی قاره ای حاکم می باشد برخی از سنگها ی پو سته ای شروع به ذوب شدن می کنند . ضمناً این مطالعات نشان داده اند که چنین ماگماها یی عمدتاً ترکیب ریولیتی دارند .
بررسی سنگهای آذرین مذاب ثا بت کرده است که با افزایش فشار ، حلالیت آب رفته رفته زیاد،و در مذابها ی ریولیتی بیشتر از مذابهای آندزیتی بیشتر از مذابهای بازالتی می باشد .
تولید ماگما
جهت تولید ماگما های اوليه مکانیسم های متعددی دخالت دارند و در زمانهای مختلف تکامل هر یک از سیارات، مکانیسم های ویژه ای
فعال بوده اند . امروزه نیز در هر منطقه ی تکتونیکی زمین مکانیسم های خاصی حاکم است که با مناطق دیگری وضعیت متفاوتی دارد . در سیارات زمیني ، میزان جریان در هر منطقه ی تکتونیکی زمین مکانیسم های خاصی حاکم است که با مناطق دیگر وضعیت متفاوتی دارد .
در سیارات زمینی ، میزان جریان گرمایی بعد از افزاییش حجم آنها به مراتب بیش از زمان فعلی بوده است در مناطق کم سرعت برای تولید ماگما سه طریقه وجود دارد:
الف- افزاییش دما در فشار ثابت
ب- کاهش فشار در دمای ثابت
ج- کاهش درجه حرارت ذوب سنگهای گوشته بر اثر افزایش موادی هم چون مواد فرار
ضمناً در حال حاضر ، مباحث فرض بر این است که صعود ماگما نتیجه ی افزاییش دمای آن می باشد منبع اصلی انرژی داخلی زمین در حال حاضر ، رادیواکتیویته است .اگر هسته های مولد گرما در گوشته ای که در آن جریان جابجایی وجود نداشته باشد به طور پراکنده واقع باشند ،آتشفشانها بوجود می آید .
حال اگر بخواهیم در مورد ماهیت فیزیکی گوشته ی فوقانی صحبت کنیم ،باید متذکر شویم که هدایت حرارتی با تغییرات دما تغییر می يابد (لوبی مودا 1958) محاسبات نشان می دهد که درون زمین خاصیت فیزیکی
مذکور در فوقانی ترین بخش گوشته (70-100 کیلومتر) به حداقل رسیده است . این کاهش در هدایت حرارتی ممکن است ناشی از تجمع گرما باشد ونیز خود عاملی در جهت پا برجایی منطقه ی کم سرعت با دمای نزدیک به نقطه ی ذوب باشد ( مک بیزنيی 1963) ذوب بر اثر کا هش فشار به دو صورت است:
اول حرکت نسبتاً سریع و رو به بالای مواد سازنده ی گوشته و
دوم کاهش با لیتوستا تیک که معمولاً باعث فشردگی سنگهای گوشته می شوند. جریان های جابجایی در گوشته یا صعود به صورت دیاپیری ، اولین نوع ذوب بر اثر کاهش فشار به حساب می آیند . شواهد متعدد ، حاکی از آن است که پدیده ی کنوکسیونی در گوشته زیر اقیانوسها (مثل شمال اقیانوس اطلس) نیز فعال می با شد . دومین نوع ذوب در نتیجه ی کا هش فشار موقعی رخ می دهد که فشار در گوشته ی فوقانی بر اثر انحناء و یا گسل خوردگی سنگهای بالایی تغییر یابد (یودر 1952) چنین فرآیند هایی ممکن است به طور محلی منجر به ذوب بخشی شده و باعث تجمع مواد فرار از بخشهای زیرین گوشته شود.
فرآیند ذوب
به نظر یُدر (1976) برای تولید حجم های عظیمی از ماگما های نسبتاً همگن چهار حالت فیزیکو شیمیایی وجود دارد.
الف- ذوب یکنواخت
ب- ذوب بخشی
ج- ذوب ناحیه ای
د- ذوب نا متعادل
یُُدر معرف ذوب یکنواخت و ذوب بخشی را با آزمایشات نشان داده و آن را سیستم فورستریت (fo) - دیوپسید (py) (در فشار 0/4 ژیگا پاسکاال یا 40 کیلوبار ) می باشد. در بحث زیر این سیستم را بعنوان یک سیستم سه تا یی ایده آل در نظر گرفته شده است. اگر درجه حرارت ترکیب جامد سنگهای گوشته ی فوقانی زمین افزایش یابد و به 1670
درجه ی سانتی گراد برسد ، ترکیب مزبور شروع به ذوب شدن می کند ومایعی با ترکیب E از آن به وجود می آید . E یک نقطه ی اتکتیک است و دارای پایین ترین نقطه ی ذوب تشکیل دهنده های py-di-fo می باشد . در اتکتیک افزایش یا کاهش دما باعث افزایش یا کاهش نسبت فازهای مایع به جامد می گردد . چنین تغییراتی باعث تغییر ترکیب هر فاز دیگر ( از جمله مایع ) نمی شود . ( در اینجا منظور آن است که در نقطه ی اتکتیک با افزایش درجه حرارت ، گرمای سیستم تغییر نمی کند و تنها ترکیب نقطه ی اتکتيک ذوب می شود ) در ذوب بخشی به محض تشکیل مایع ، حتی به مقدار خیلی جزئی از سنگ منشأ یی که از آن پدید آمده ، جدا می شود . بنابراین چنین مایعی با بلورهای باقیمانده واکنش نمی کند.
ترکیبات عناصر کمیاب و فرعی ممکن است در فرآیندهای مختلف ذوب متفاوت باشد . (يُدر 1976) با سیستم py-di fo در فشار 0/4 ژیگا پاسکال (40 کیلو بار ) می توان نحوه ی پیدایش حجم های زیادی از ماگمای همگن (از نظر شیمیایی) را نشان داد. در سيستم های طبیعی این همگنی شیمیایی به عناصر اصلی مربوط می شود ولی تغییرات عناصر کمیاب وابسته به فراوانی فازهای فرعی مثل فلوگوپیت ، ریشتریت وآپاتیت می باشد .
به نظر يُِدر(1976) رفتار ذوب سنگهای معمولی گوشته ی فوقانی دارای اختصاصات اتکتیکی بوده و اولین مایع در کمترین درجه ی حرارت و در نقطه ی نا متغیر از سیستم پریدوتیت گرونالار تشکیل می گردد. غالباً ذوب ناحیه ای یک فرآیند ذوب بی قاعده است این واژه توسط هاریس (1957) معرفی شد . ولی این فرآیند را روشی برای تمرکز عناصر لیتوفیل با یون بزرگ مثل پتاسیم میدآنست در ابتدا این واژه برای توصیف فرآیند های صنعتی تخلیص فلزات بکار می رفت که در آن منطقه ی ذوب در امتداد یک میله ی فلزی عبور می نماید.
در وهله ی اول نا خالصی ها در مایع پراکنده است وسپس در طول محل ذوب شدگی و از یک سمت میله به انتهای دیگر حرکت می کند و از ان جدا می شود.
به عقیده هاریس (1957)با صعود یک توده ی ماگمایی از خلال گوشته ، بر اثر خروج مواد محلول ،ترکیب ماگما با پیوند های نگهدارنده یون ها در کانی ها می گردد. فراوانی عناصر مزبور آنقدر زیاد و کافی نیست که بتواند به صورت کانی های جداگانه متبلور شدند.
عناصری که به این طریق تغلیظ می شوند عبارتند از : پتاسیم ، روبیدیوم، سزیوم ، باريوم ، سرب ، زیرکونیوم،توریوم ،اورانيوم، نيوبيوم، فسفر، کربن،هیدروژن و کلر.چنین عناصری ، عناصر ناسازگار نام دارند.
در شرایط عادی حاکم بر گوشته ی فوقانی ، در یک دیاپیر تعادل وقتی بر قرار می شود که مقدار معينی ماگما از آن جدا شده باشد
معهذا تحت شرایط خاص مثلاً هنگامی که ماگما سریعاً تشکیل شود و از
محل تشکیل خارج گردد ، ممکن است ذوب نامتعادل رخ دهد.
بنابراین تصور می گردد که از ذوب عادی مواد سازنده ی گوشته ی فوقانی زمین ، به انواع متفاوتی از ماگمای اوليه بستگی دارد.
توضیحات فوق حاکی از آن تعدادی از ماگماهای اوليه با ترکیب شیمیایی متفاوت است که از یک منبع بوجود آید.
حرکت و ذخیره ماگما
فورانهای آتشفشانی حاکی از آن است که ماگما لااقل از خلال لایه های
سطح هر سیاره عبور کرده است .مطالعات لرزه نگاری وژئوفیزیکی
مناطق آتشفشانی (مثل هاوائی) مؤید موضوع فوق می باشد.
ماگما با سرعتهای متفاوت و با مکانیسم های مختلف نقل مکان می کند.
برای مثال ماگما ممکن است به صورت یک توده ی بزرگ دیاپیر شناور که از بلورها و سیالات ترکیب یافته است صعود نماید ،و یا اینکه ممکن است تحت یک فرآیند تراوش حرکت نماید . فرآیند تراوش شامل تکامل ماگما و عکس العمل مسیرهای انتقال از منبع مولد تا سطح زمین می باشد (شاو 1980) ماگمای تولطد شده از هر منبع ، نسبت به آن حجم بیشتری دارد .این مسـأله احتمالاً در مهاجرت ماگمای مذاب به مناطق کم فشار و در شبکه ای از سنگهای قابل تغییر شکل حول و حوش فازهای جامد باقیمانده به حرکت در می آیند بخش خیلی کوچکی از ماگما به صورت مایع بین ذره ای در شبکه بلورین و مقاوم سنگهای مادر که از نظر دینامیکی در اعماق پایدار است باقی می ماند .با وجود این ،یک توده ي ماگمایی از شبکه ی فازهای جامد باقيمانده جدا گشته واز طريق شکستگی ها یا تغییر شکل یا با کنار زدن مواد پوششی جامد ویا به علت خروج محلول ها صعود می نماید.
نیروهای اصلی موجود در یک سیاره برای صعود ماگما عبارتند از:
الف- فشرده گی بیش از حد
ب- شناوری(يودر1976)
فشردگی بیش از حد بر سنگهای شکننده لیتوسفر سیاره وارد می شود به نحوی که در هر نقطه ی x،واقع در درون لیتوسفر یک سیاره به طور معمول فشارهای عمودی (یا فشارهای لیتواستاتیک) که از وزن سنگهایی فوقانی ناشی میشود وارد می گردد.
حال اگر ستونی از ماگما که چگالی آن کمتر از چگالی سنگهای تحت فشار است را در نظر بگيريم، در می یابیم که چنین ماگمایی از نقطه يx به سطح سیاره راه می یابد. بدین ترتیب ماگما ی فشرده شده در این ستون ،به سطح منتقل می شود .حتی ظهور قله های بزرگ آتشفشانها نیز به علت وجود همین افزايش فشار سنگهای رویین است (هولمز 1944) . در این مورد آتشفشان شناسا ن (ويليامز و مک بیرنی 1979) مدلهای نسبتاً ساده ای را مد نظر قرار می دهند زیرا معتقد اند که ماگما قادر است در طول یک مجرای سنگی سخت متوقف گردد. با وجود این، این مدل قادر به توضیح خصوصیت فشردگی بیش از حد نیز هست.
شناوری عبارت از رانش رو به بالای یک توده ی غوطه ور در یک سیّال است . مثلاً اگر یک توده ی جامد با هر شکل وچگالی دریک سیال شناور گردد، نیروی شناوری مجموع بردار های کل نیروهایی خواهد بود که از طرف سیال بر این توده اعمال می شود . این نیرو همیشه رو به بالا عمل می کند ،زیرا فشارهای مؤثر بر قسمت زیرین توده بیشتر از فشارهای وارده بر قسمت بالایی آن است .از طرفی فشارهایی که بر یک طرف وارد می گردد با فشارهای وارده به طرف مقابل همدیگر را خنثی می کنند اگر نیروی شناوری بیشتر از نیروی وزن توده باشد در این صورت توده بالا خواهد آمد و برعکس اگر نیروی وزن بیشتر باشد توده ی مزبور فرو خواهد رفت. نیروی شناوری و وزن هر دو بر حسب نیوتن سنجیده می شوند .
شناوری یک توده معادل با وزن مایع است که توسط توده جابجا می شود. در این صورت اگر نیروی ثقل تغییر یابد ،نیروی شناوری نیز تغییر خواهد کرد.
آشیانه های ماگمايی
شواهد ژئو شیمیایی، ژئو فیزیکی و پترولوژیکي حاکی ازآن است که در زیر برخی از آتشفشانها ،ذخایر ماگمایی وجود دارد. این محفظه های ماگمایی اشکال و اندازه های متعددی داشته و احتمالاً از آشیانه های منفرد تا شبکه های پیچده ای که توسط دایکها و سيلها به هم مرتبط هستند ، متغیر می باشند . مطالعات ژئوفيزيکي نشان داده است که در زیر قله ی آتشفشان کیلوا در عمق بین 10 تا 40 کیلومتری، ساختمان لوله مانندی گسترش دارد که در اعماق 3تا10کيلومتری به صورت آشیانه ی گلابی شکل درمی آیند . ماگما از مجرای لوله ای شکل به طور دائمی روبه بالا صعود می کند و در اطاق ماگمایی وارد و درآن ذخیره می شود .گاهی به طور متناوب از دهانه ی اصلی خارج می گردد و یا به صورت دایکها یی منطقه ی ریفت آتشفشانی را پر می کند .به عقیده ی مور(1983) در زیر منطقه ی ریفت شرقی این آتشفشان،چند اتاق ماگمایی وجود دارد و به طور متناوب با ماگما يی که از قسمت عمیق تر منطقه ریفت در حرکت است،پر می شود .بعضی از اطاق های ماگمايی خیلی بزرگ هستند. شواهدی در دست است که دم رسيس در مريخ دارای یک اطاق ماگمايی بزرگ در زیر منطقه ی آتشفشاني تارسيس می باشد .بعضی از پترولوژيستها معتقدند که هم بازالت های طغيانی قاره ای و هم بازالت های کف اقيانوسی زمین درآشیانه های ماگمايی وسيع متحول مي شوند.به عقيده ی کالکس(1980) بازالتهای طغيانی قاره ای از يک ماگمای اوليه با ترکیب پیکریتی (بازالت غنی از الیوین) اشتغاق یافته اند.
این ماگما درگوشته ی فوقانی تشکیل می گردد و به سمت بالا صعود می نماید تا آنکه با سنگهای پوسته ای کم چگال مواجه شود در این موقع ماگما متوقف شده ، وبا گسترش جانبی خود ذخاير عظیم ماگما یي را تشکیل می دهد . ماگمای مزبور سرد می شود و تدریجاً تفریق ماگمایی، مایع باقیمانده ای با ترکیب بازالتی بوجود می آید که چگالی کمتری بوجود می آید که چگالی کمتری نسبت به بازالت اوليه داشته و در بالای اطاق ماگمایی عمیق جمع می گردد و متناوباً با بخشهایی از این ماگما تفریق یافته که نسبت به پوسته ی رویین خود دارای چگالی کمتری است ،به سطح زمین صعود می نماید . برخی از مدلها یی که برای منشأ بازالتها ی کف اقیانوسی در نظر گرفته می شوند حاکی از آن است که اطاقهای ماگمایی این گونه ماگماها ،در اعماق کم و در زیر بلا فصل پشته های ميان اقيانوسی فعال ، به طور متناوب آشيانه ی ماگمایی اوليه ی جدید پر می شود و در عین حال با ماگمای با قیمانده قدیمی مخلوط می گردد بداين ترتیب ماگمای مرکبی بوجود می آید که سرشار از اليوين و پلاژيوکلاز است (اوهارا وماتيوس 1981) این مدل ها هم چنین نشان داده اند که حتی اگر یک اطاق ماگمایی عمل تفریق ، به طور پیوسته انجام شود . در ترکیب عناصر اصلی مايعی که به بیرون ریخته می شود در صورتی ثابت می ماند که پارامترهای زیر هم ثابت بمانند :
الف- ترکيب ماگمای ورودی
ب-مقدار ماگمای موجود در هر دوره ی پرشدگی
ج-نسبت مقدار ماگمای متبلورشده به مقدار ماگمایی که از اطاق ماگمایی خارج می گردد.
در مدل های پتروژنيتکی قبلی ، فرض بر این بود که بین ماگماي ورودی با ماگمای باقیمانده در اطاق ماگمایی ، اختلاط کامل رخ می دهد .این فرض فقط یکی از احتمالات است.مثلاً اگر ماگمای ورودی نسبت به ماگمای باقیمانده از چگالی کمتری برخوردار باشد،بالا می آید و بر حسب شرايط زير:
الف- اندازه و شکل اطاق ماگمايی
ب- نسبت امتزاج پذیری ماگما
ج- شدت اختلاف چگالی و حرارت بین ماگماها
بين آنها آشفتگی های متفاوتی بوجود می آید .باوجود این اگر ماگمای باقي مانده چگال تر باشد احتمالاً اختلاط به مقدار اندک رخ می دهد و ممکن است ماگمای ورودی حوضچه ای در ته ماگما تشکیل دهد
منبع: گروه زمين شناسي دانشگاه آزاد اسلامي واحد زاهدان
[ برای مشاهده لینک ، با نام کاربری خود وارد شوید یا ثبت نام کنید ]
