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.[1] Erimiş kayanın yanı sıra, magma ayrıca kristaller ve volkanik gazlar içerebilir.[2]

Lav akıntısı

Magma, yitim bölgeleri, kıtasal yarık bölgeleri, orta okyanus sırtları ve sıcak noktalar dahil olmak üzere çeşitli tektonik ortamlarda manto veya kabuğun erimesi ile üretilir.[3]Manto ve kabuk eriyikleri, magma odalarında[4] veya trans-kabuk kristal zengini lapa zonlarında depolandıkları düşünülen kabuktan yukarı doğru hareket ederler.[5]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.[6][7][8]

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.

Magmanın fiziksel ve kimyasal özellikleri

Çoğu magmatik sıvı silika bakımından zengindir.[9]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.[10]

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.[11]

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)

${\displaystyle {\ce {SiO2}}}$ < 45%

${\displaystyle {\ce {Fe}}}$ - ${\displaystyle {\ce {Mg}}}$ > 8% ila 32%${\displaystyle {\ce {MgO}}}$

Sıcaklık: 1500°C'ye kadar

Viskozite: Çok Yavaş

Erüptif davranış: yumuşak veya çok patlayıcı

Dağılım: Sıcak noktalar,yakınsak plaka sınırları

Mafik (Bazaltik)

${\displaystyle {\ce {SiO2}}}$ < 50%

${\displaystyle {\ce {FeO}}}$ ve ${\displaystyle {\ce {MgO}}}$ tipik olarak <% 10 wt

Sıcaklık: ~1300°C'ye kadar

Viskozite: Yavaş

Erüptif davranış: Sakin

Dağılım: Sıcak noktalar, yakınsak plaka sınırları

Orta Düzey (Andezit)

${\displaystyle {\ce {SiO2}}}$ ~60%

${\displaystyle {\ce {Fe}}}$ - ${\displaystyle {\ce {Mg}}}$: ~3%th

Sıcaklık: ~1000°C

Viskozite: Orta Düzey

Erüptif davranış: Patlayıcı

Dağılım: Yakınsak plaka sınırları, ada yayları

Felsik (riyolitik)

${\displaystyle {\ce {SiO2}}}$ > 70%

${\displaystyle {\ce {Fe}}}$ - ${\displaystyle {\ce {Mg}}}$: ~2%

Sıcaklık: <900°C

Viskozite: Yüksek

Erüptif davranış: Patlayıcı

Dağılım: Kıta kabuğundaki (Yellowstone Milli Parkı) ve kıta yarıklarındaki sıcak noktalarda yaygındır.

Sıcaklık

Çoğu magmanın sıcaklıkları 700 ° C ila 1300 ° C (veya 1300 ° F ila 2400 ° F) arasındadır, ancak çok nadir bulunan karbonatit magmaları 490 ° C kadar soğuk [12]komatit magmalar ise 1600 ° C kadar sıcak olabilir.[13]Herhangi bir basınçta ve herhangi bir kaya bileşimi için, katılaşmayı geçen sıcaklıktaki bir artış erimeye neden olur. Katı toprak içinde, bir kayanın sıcaklığı jeotermal gradyan ve kaya içindeki radyoaktif bozunma tarafından kontrol edilir. Yer ısısı ortalama 25 ° C / km'dir ve okyanus çukurları ve dalma bölgeleri içindeki düşük 5-10 ° C / km'den okyanus ortası sırtları ve volkanik ark ortamları altında 30-80 ° C / km'ye kadar geniş bir aralıkta ortalama 25 ° C / km'dir.

Yoğunluk

Tipi	Yoğunluk(kg/m^3)
Bazalt Magma	2650-2800[14]
Andezit Magma	2450-2500[14]
Riyolit Magma	2180-2250[14]

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.

Kısmi erime ile magmanın kökeni

Kısmi erime

Katı kayaların magma oluşturmak için erimesi üç fiziksel parametre tarafından kontrol edilir: sıcaklık, basınç ve bileşim.Mantodaki magma oluşumunun en yaygın mekanizmaları dekompresyon eritme,[15]ısıtma (örneğin, sıcak manto bulutuyla etkileşim yoluyla[16]) ve katılaşmanın düşürülmesidir (örneğin, su ilavesi gibi bileşim değişiklikleri ile[17]). Mekanizmalar, magmatik kayanın girişinde daha ayrıntılı tartışılmıştır.

Kayalar eridiğinde, bunu yavaş ve kademeli olarak yaparlar çünkü çoğu kayaç, hepsi farklı erime noktalarına sahip birkaç mineralden yapılmıştır; dahası, erimeyi kontrol eden fiziksel ve kimyasal ilişkiler karmaşıktır.Örneğin bir kaya eridikçe hacmi değişir. Yeterli kaya eridiğinde, küçük eriyik kürecikleri (genellikle mineral taneleri arasında oluşur) kayayı birbirine bağlar ve yumuşatır.Yeryüzündeki basınç altında, kısmi erimenin yüzde bir kısmının çok küçük bir bölümü, eriyiğin kaynağından sıkıştırılmasına neden olmak için yeterli olabilir.[18]Eriyikler % 20 veya hatta % 35'e kadar eriyecek kadar uzun süre yerinde kalabilir, ancak kayaçlar nadiren% 50'den fazla erir, çünkü eriyen kaya kütlesi sonunda kristal ve eriyen bir lapa haline gelir ve daha sonra toplu halde yükselebilir. diyapir, daha sonra dekompresyon erimesine neden olabilir.

Kısmi erimenin jeokimyasal etkileri

Kısmi erime derecesi, ürettiği magmanın özelliklerinin belirlenmesi için kritiktir ve bir eriyik oluşma olasılığı, uyumsuz ve uyumlu elemanların dahil olduğu dereceleri yansıtır. Uyumsuz elementler arasında genellikle potasyum, baryum, sezyum ve rubidyum bulunur.

Dünya'nın mantosunda küçük derecelerde kısmi erime ile üretilen kaya türleri tipik olarak alkali (Ca, Na), potasik (K) veya peralkalindir (alüminyumun silikaya oranının yüksek olduğu). Tipik olarak, bu bileşimin ilkel erimeleri, lamprophyre, lamproite, kimberlite ve bazen alkali bazaltlar ve esseksite gabrolar veya hatta karbonatit gibi nefelin içeren mafik kayaçları oluşturur.

Pegmatit, kabuğun düşük dereceli kısmi erimesi ile üretilebilir. Bazı granit bileşimli magmalar ötektik (veya kotektik) eriyiklerdir ve kabuğun düşük ila yüksek derecelerde kısmi erimesi ve ayrıca fraksiyonel kristalleşme ile üretilebilir. Kabuğun yüksek dereceli kısmi erimesinde, tonalit, granodiyorit ve monzonit gibi granitoidler üretilebilir, ancak diğer mekanizmalar tipik olarak bunların üretiminde önemlidir.

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)

Bowen reaksiyon serisi

Fraksiyonel kristalleşme

Kristalleşen minerallerin eriyiği terk etmesi. Bu nedenle eriyiğin kimyasal bileşimi devamlı olarak değişir. Magmatik farklılaşma süreçleri içerisinde en önemlisidir.

Kristalleşen minerallerin eriyik ile temasının kesilmesi halinde fraksiyonel kristalleşmeden söz edilebilir. Minerallerin magma ile temasının kesilmemesi halinde minerallerin bileşimi eriyik ile reaksiyona girmeleri halinde devamlı olarak değişecektir.

Mineral ile eriyik arasında iki reaksiyon şekli gelişir. Bunlar kesikli ve kesiksiz reaksiyon serileridir.

İlk kristalleşen mineral olivin olacaktır. Ve belli bir sıcaklık derecesine kadar oluşmaya devam edecektir. Ve eriyik SiO₂ bakımından oldukça zenginleşecektir. Daha sonra olivin eriyik ile reaksiyona girerek piroksen mineraline dönüşecektir.

Mg₂SiO₄ + SiO₂ → 2MgSiO₃

Bir mineralin eriyik ile reaksiyona girerek başka bir minerale dönüştüğü bu reaksiyon serisine kesikli reaksiyon serisi adı verilir.

Kesiksiz reaksiyon serisinde ise katı çözelti serisi teşkil eden bir mineralin kimyasal bileşimi devamlı olarak değişir.

Burada ortoklaz, biyotit ile plajiyoklas'ın reaksiyonu sonucu oluşmamaktadır.

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.

Magmaların evrimi

Birincil erir

Kaya eridiğinde sıvı birincil eriyiktir. Birincil eriyikler herhangi bir farklılaşmaya uğramamış ve bir magmanın başlangıç bileşimini temsil etmektedir. Doğada birincil eriyikleri bulmak nadirdir. Migmatitlerin lökozomları birincil eriyik örnekleridir. Mantodan türetilen birincil eriyikler özellikle önemlidir ve ilkel eriyikler veya ilkel magmalar olarak bilinir. Bir magma serisinin ilkel magma bileşimini bularak, bir eriyiğin oluştuğu mantonun bileşimini modellemek mümkündür; bu, mantonun evrimini anlamak için önemlidir.

Ebeveyn erir

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.

Magmaların göçü ve kalınlaşması

Magma, sıcaklık ve basınç koşullarının erimiş hal için elverişli olduğu manto veya kabuk içinde gelişir. Magma, oluşumundan sonra yüzer bir şekilde Dünya yüzeyine doğru yükselir. Kabuktan geçerken magma toplanabilir ve magma odalarında kalabilir[5] (son çalışmalar, magmanın baskın sıvı magma odaları yerine trans-kabuk kristal zengini lapalarda depolanabileceğini öne sürse de. Magma soğuyana ve kristalleşip volkanik kaya oluşturana, bir volkan olarak patlayana veya başka bir magma odasına geçene kadar bir odada kalabilir. Magmanın değiştiği bilinen iki süreç vardır: kabuk veya manto içinde kristalleşerek bir plüton oluşturarak, veya volkanik püskürme yoluyla lav veya tephra haline gelir.

Plütonizm

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 yeraltını terk eden magmaya lav denir. Lav, yeraltı magma kütlelerine kıyasla nispeten hızlı bir şekilde soğur ve katılaşır. Bu hızlı soğutma, kristallerin büyümesine izin vermez ve eriyiğin bir kısmı hiç kristalleşerek cama dönüşür. Büyük ölçüde volkanik camdan oluşan kayalar obsidiyen, çürükçü ve süngertaşı içerir.

Volkanik püskürmelerden önce ve sırasında, CO2 ve H2O gibi uçucular, eriyik olarak bilinen bir işlemle eriyiği kısmen terk eder. Düşük su içeriğine sahip magma giderek daha yapışkan hale gelir. Volkanik bir patlama sırasında magma yukarı doğru hareket ettiğinde kitlesel 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. [19]

Kaynakça

1. Greeley, Ronald; Schneid, Byron D. (1991-11-15). "Magma Generation on Mars: Amounts, Rates, and Comparisons with Earth, Moon, and Venus". Science. 254 (5034): 996–998. Bibcode:1991Sci...254..996G. doi:10.1126/science.254.5034.996. ISSN 0036-8075. PMID 17731523. S2CID 206574665.
2. Spera, Frank J. (2000), "Physical Properties of Magma", in Sigurdsson, Haraldur (editor-in-chief) (ed.), Encyclopedia of Volcanoes, Academic Press, pp. 171–190, ISBN 978-0126431407
3. Foulger, G.R. (2010). Plates vs. Plumes: A Geological Controversy. Wiley–Blackwell. ISBN 978-1-4051-6148-0.
4. Detrick, R. S.; Buhl, P.; Vera, E.; Mutter, J.; Orcutt, J.; Madsen, J.; Brocher, T. (1987). "Multi-channel seismic imaging of a crustal magma chamber along the East Pacific Rise". Nature. 326 (6108): 35–41. Bibcode:1987Natur.326...35D. doi:10.1038/326035a0. ISSN 0028-0836. S2CID 4311642.
5. Sparks, R. Stephen J.; Cashman, Katharine V. (2017). "Dynamic Magma Systems: Implications for Forecasting Volcanic Activity". Elements. 13 (1): 35–40. doi:10.2113/gselements.13.1.35. ISSN 1811-5209.
6. Scientists' Drill Hits Magma: Only Third Time on Record, UC Davis News and Information, June 26, 2009.
7. Magma Discovered in Situ for First Time. Physorg (December 16, 2008)
8. Puna Dacite Magma at Kilauea: Unexpected Drilling Into an Active Magma Posters, 2008 Eos Trans. AGU, 89(53), Fall Meeting.
9. MCBIRNEY, A. R.; NOYES, R. M. (1979-08-01). "Crystallization and Layering of the Skaergaard Intrusion". Journal of Petrology. 20 (3): 487–554. Bibcode:1979JPet...20..487M. doi:10.1093/petrology/20.3.487. ISSN 0022-3530.
10. Watson, E. B.; Hochella, M. F. and Parsons, I. (editors), Glasses and Melts: Linking Geochemistry and Materials Science, Elements, volume 2, number 5, (October 2006)pp. 259–297
11. Wadsworth, Fabian B.; Witcher, Taylor; Vossen, Caron E. J.; Hess, Kai-Uwe; Unwin, Holly E.; Scheu, Bettina; Castro, Jonathan M.; Dingwell, Donald B. (December 2018). "Combined effusive-explosive silicic volcanism straddles the multiphase viscous-to-brittle transition". Nature Communications. 9 (1): 4696. Bibcode:2018NatCo...9.4696W. doi:10.1038/s41467-018-07187-w. ISSN 2041-1723. PMC 6224499. PMID 30409969.
12. Weidendorfer, D.; Schmidt, M.W.; Mattsson, H.B. (2017). "A common origin of carbonatite magmas". Geology. 45 (6): 507–510. Bibcode:2017Geo....45..507W. doi:10.1130/G38801.1.
13. Herzberg, C.; Asimow, P. D.; Arndt, N.; Niu, Y.; Lesher, C. M.; Fitton, J. G.; Cheadle, M. J.; Saunders, A. D. (2007). "Temperatures in ambient mantle and plumes: Constraints from basalts, picrites, and komatiites". Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 8 (2): n/a. Bibcode:2007GGG.....8.2006H. doi:10.1029/2006gc001390. hdl:20.500.11919/1080. ISSN 1525-2027.
14. usu.edu - Geology 326, "Properties of Magmas", 2005-02-11
15. Geological Society of America, Plates, Plumes, And Paradigms, pp. 590 ff., 2005, ISBN 0-8137-2388-4
16. Campbell, I. H. (2005-12-01). "Large Igneous Provinces and the Mantle Plume Hypothesis". Elements. 1 (5): 265–269. doi:10.2113/gselements.1.5.265. ISSN 1811-5209.
17. Asimow, P. D.; Langmuir, C. H. (2003). "The importance of water to oceanic mantle melting regimes". Nature. 421 (6925): 815–820. Bibcode:2003Natur.421..815A. doi:10.1038/nature01429. ISSN 0028-0836. PMID 12594505. S2CID 4342843.
18. Faul, Ulrich H. (2001). "Melt retention and segregation beneath mid-ocean ridges". Nature. 410 (6831): 920–923. Bibcode:2001Natur.410..920F. doi:10.1038/35073556. ISSN 0028-0836. PMID 11309614. S2CID 4403804.
19. Elders, Wilfred A.; Friðleifsson, Guðmundur Ó.; Pálsson, Bjarni (Ocak 2014). "Iceland Deep Drilling Project: The first well, IDDP-1, drilled into magma". Geothermics. 49: 1. doi:10.1016/j.geothermics.2013.08.012. ISSN 0375-6505.

• Prof.Dr. Yavuz Erkan, Magmatik Petrografi, sf. 17-23 (1997)