マグマ

マグマ（古代ギリシャ語の μάγμα （mágma）  「濃い軟膏」に由来）^{[1]は、すべての}火成岩が形成される溶融または半溶融の天然物質です。 ^{[2]マグマ（口語では誤って}溶岩と呼ばれることもあります）は地球の表面下に存在し、他の地球型惑星やいくつかの自然衛星でもマグマ活動の証拠が発見されています。^{[3]溶融岩の他に、マグマには浮遊する結晶や}ガス泡も含まれることがあります。^[4]

マグマは、地球上の沈み込み帯、大陸地溝帯、^[5]、中央海嶺、ホットスポットなど、さまざまな地質構造の場所でマントルや地殻が溶融して生成されます。マントルと地殻の溶融物は地殻を通って上方に移動し、マグマ溜まり^[6]または地殻横断の結晶が豊富なマッシュゾーン^[7]に貯蔵されると考えられています。マグマが地殻に貯蔵されている間に、その組成は分別結晶化、地殻溶融物の混入、マグマの混合、脱ガスによって変化する可能性があります。地殻を上昇した後、マグマは火山に流れ込み溶岩として押し出されるか、地下で固まって岩脈、岩床、ラコリス、プルトン、バソリスなどの貫入岩[ ^8]を形成することがあります。^[9]

マグマの研究は溶岩流に変化した後のマグマの観察に依存してきましたが、地熱掘削プロジェクト中にマグマが現場で遭遇した事例は3回あり、アイスランドで2回（エネルギー生産での利用を参照）、ハワイで1回です。^{[10] [11] [12] [13]}

マグマは液体の岩石から成り、通常は固体の結晶が浮遊している。^[14]マグマが地表に近づき、表土の圧力が低下すると、溶解したガスが液体から泡立ち、地表近くのマグマは固体、液体、気体の相の物質から構成される。^[15]

ほとんどのマグマはシリカを豊富に含んでいます。^[8]まれに非ケイ酸塩マグマは、非ケイ酸塩鉱物の堆積物が局所的に溶融することによって形成されることもあります。[16 ^]また、マグマが分離して混ざり合わないケイ酸塩と非ケイ酸塩の液体相が形成されることもあります。 ^[17]

珪酸塩マグマは、地殻に最も多く含まれる化学元素である酸素とケイ素が主成分の溶融混合物で、アルミニウム、カルシウム、マグネシウム、鉄、ナトリウム、カリウムが少量含まれ、その他多くの元素が微量含まれています。^[18]岩石学者は、珪酸塩マグマの組成を、マグマ中に存在する主要元素（酸素以外）の酸化物の重量またはモル質量分率で表現するのが一般的です。 ^[19]

マグマの多くの特性（粘度や温度など）はシリカ含有量と相関関係にあることが観察されているため、ケイ酸塩マグマはシリカ含有量に基づいて、フェルシック、中間、苦鉄質、超苦鉄質の4つの化学的タイプに分類されます。^[20]

珪長質または珪長質マグマは、シリカ含有量が63%以上です。これらには、流紋岩マグマとデイサイトマグマが含まれます。シリカ含有量が非常に高いため、これらのマグマは粘性が極めて高く、1,200 °C (2,190 °F) の熱い流紋岩マグマの場合は10 ⁸ cP ( 10 ⁵ Pa⋅s)、800 °C (1,470 °F) の冷たい流紋岩マグマの場合は10 ¹¹ cP (10 ^{8 Pa⋅s) になります。 [21]}比較すると、水の粘度は約1 cP (0.001 Pa⋅s) です。この非常に高い粘性のため、珪長質溶岩は通常爆発的に噴火し、火砕流（破片状）堆積物を生成します。しかし、流紋岩溶岩は時折、噴火して溶岩棘、溶岩ドーム、または「クーリー」（厚くて短い溶岩流）を形成する。^[22] 溶岩は押し出される際に通常断片化し、ブロック溶岩流を形成する。これには黒曜石が含まれることが多い。^[23]

珪長質溶岩は800℃（1,470℉）という低温でも噴火することがあります。^[24]しかし、異常に高温（>950℃、>1,740℉）の流紋岩溶岩は、米国北西部のスネーク川平原のように、数十キロメートルもの距離を流れることがあります。 ^[25]

中間マグマまたは安山岩マグマは、珪長質マグマに比べて52%～63%のシリカを含み、アルミニウムは少なく、マグネシウムと鉄はやや多く含まれています。中間溶岩は安山岩ドームやブロック溶岩を形成し、アンデス山脈などの急峻な複合火山で発生することがあります。^[26]また、通常はより高温で、850～1,100 °C (1,560～2,010 °F)の範囲です。シリカ含有量が少なく、噴火温度が高いため、粘性が低くなる傾向があり、典型的な粘度は1,200 °C (2,190 °F)で3.5 × 10 ^{6 cP (3,500 Pa⋅s)です​​。これは、滑らかな}ピーナッツバターの粘度よりわずかに高い値です。^{[27]中間マグマは}斑晶を形成する傾向が強いです。^[28]鉄とマグネシウムの含有量が多いと、角閃石や輝石の斑晶を含む暗い基質として現れる傾向があります。^[29]

塩基性マグマまたは玄武岩マグマは、シリカ含有量が52%～45%です。鉄マグネシウム含有量が高いのが特徴で、一般的に1,100～1,200 °C（2,010～2,190 °F）の温度で噴出します。粘度は比較的低く、10 ⁴～10 ⁵ cP（10～100 Pa⋅s）程度ですが、それでも水よりは桁違いに高いです。この粘度はケチャップの粘度に似ています。^[30]玄武岩溶岩は、流動性のある溶岩が火口から長い距離を流れるため、低いシールド火山や洪水玄武岩を形成する傾向があります。玄武岩溶岩の厚さは、特に斜面が低い場合、固まった地殻の下からの溶岩の供給によって「膨張」する可能性があるため、移動する溶岩流の厚さよりもはるかに厚くなることがあります。^[31]玄武岩溶岩のほとんどは、ブロック溶岩ではなく、アア型またはパホエホエ型です。水中では、枕状溶岩を形成することがありますが、これは陸上の内臓型パホエホエ溶岩にかなり似ています。^[32]

ピクライト玄武岩、コマチアイト、ボニナイトを形成する高マグネシウム含有マグマなどの超塩基性マグマは、その組成と温度が極端である。いずれもシリカ含有量は45%未満である。コマチアイトは18%を超える酸化マグネシウムを含み、1,600 °C (2,910 °F) の温度で噴出したと考えられている。この温度では鉱物化合物の重合は事実上起こらず、非常に流動性の高い液体となる。^[33]コマチアイトマグマの粘度は100～1000 cP (0.1～1 Pa⋅s) と低かったと考えられており、軽質モーターオイルと同程度である。^[21]超塩基性溶岩のほとんどは原生代より新しくはなく、中央アメリカの顕生代から知られている少数の超塩基性マグマは熱いマントルプルームに起因する。地球のマントルが冷えすぎてマグネシウムを多く含むマグマを生成できないため、現代のコマチアイト溶岩は知られていない。^[34]

珪長質マグマの中には、特に大陸棚の裂け目がある地域、深く沈み込んだプレートの上にある地域、またはプレート内ホットスポットで、アルカリ金属酸化物（ナトリウムとカリウム）の含有量が高いものがあります。^{[35]それらのシリカ含有量は、超塩基性（}ネフェリナイト、ベイサナイト、テフライト）から珪長質（トラカイト）までの範囲です。それらは、亜アルカリ性マグマよりもマントルのより深いところで生成される可能性が高いです。^[36]オリビンネフェリナイトマグマは、超塩基性かつ高アルカリ性であり、他のマグマよりも地球のマントルのより深いところから来たと考えられています。^[37]

珍しい組成の溶岩が地球の表面に噴出しています。これには次のものが含まれます。

• タンザニアのオル・ドイニョ・レンガイ火山からはカーボナタイトとナトロカーボナタイトの溶岩が知られており、これは活カーボナタイト火山の唯一の例である。^{[39]地質学的記録にあるカーボナタイトは、通常、75%が炭酸塩鉱物で、少量のシリカ不飽和ケイ酸塩鉱物（}雲母やオリビンなど）、アパタイト、磁鉄鉱、パイロクロアが含まれる。これは溶岩の元々の組成を反映していない可能性があり、炭酸ナトリウムが含まれていた可能性があり、これはその後熱水活動によって除去されたが、室内実験では方解石を多く含むマグマの可能性もあることが示されている。カーボナタイト溶岩は、安定同位体比を示し、常に伴う高アルカリ性の珪質溶岩から、おそらく非混和性相の分離によって生成されたことを示唆している。^[40]オル・ドイニョ・レンガイのナトロカーボナタイト溶岩は、主に炭酸ナトリウムで構成されており、炭酸カルシウムが約半分、炭酸カリウムが約半分、そして微量のハロゲン化物、フッ化物、硫酸塩が含まれています。溶岩は非常に流動性が高く、粘度は水よりわずかに高いだけで、非常に低温で、測定温度は491〜544℃（916〜1,011℉）です。^[41]
• 鉄酸化物マグマは、原生代に形成されたスウェーデンのキルナの鉄鉱石の源であると考えられています。^[17]鮮新世の鉄酸化物溶岩は、チリとアルゼンチンの国境にあるエルラコ火山群で発生しています。 ^{[16]鉄酸化物溶岩は、}石灰アルカリ性またはアルカリ性の組成の親マグマから鉄酸化物マグマが混ざり合わない状態で分離した結果であると考えられています。^[17]噴火時の溶融鉄酸化物マグマの温度は約700〜800℃（1,292〜1,472℉）です。^[42]
• チリのラスタリア火山では、長さ250メートル（820フィート）、幅10メートル（33フィート）の硫黄溶岩流が発生しています。これらは、113℃（235℉）という低温で硫黄堆積物が溶けて形成されました。^[16]

ガスの種類によって濃度は大きく異なります。マグマガスの中で最も多いのは水蒸気で、次いで二酸化炭素^[43]と二酸化硫黄です。その他の主なマグマガスには硫化水素、塩化水素、フッ化水素などがあります^[44]。

マグマ中のマグマ性ガスの溶解度は、圧力、マグマの組成、温度に依存する。溶岩として噴出したマグマは非常に乾燥しているが、深部で高圧下にあるマグマは、溶解した水の含有量が10％を超えることがある。低シリカマグマは高シリカマグマよりも水の溶解度がやや低く、1,100℃、0.5GPaの条件下では、玄武岩マグマは8％のH ₂ Oを溶解できるのに対し、花崗岩ペグマタイトマグマは11％のH ₂ Oを溶解できる。^[45]しかし、マグマは一般的な条件下では必ずしも飽和しているわけではない。

二酸化炭素は水よりもマグマに溶けにくく、深いところであっても明確な液体相に分離することがよくあります。これは、深いところのマグマで形成された結晶に二酸化炭素の流体包有物が存在することを説明しています。^[46]

粘性はマグマの挙動を理解する上で重要な溶融特性です。一般的な珪酸塩溶岩の温度は、珪長質溶岩の約800℃（1,470℉）から苦鉄質溶岩の1,200℃（2,190℉）までの範囲ですが、^[24]同じ溶岩の粘度は、苦鉄質溶岩の10 ⁴ cP（10 Pa⋅s）から珪長質マグマの10 ¹¹ cP（10 ⁸ Pa⋅s）まで7桁以上にわたります。^[24]粘度は主に組成によって決まりますが、温度にも依存します。^[21]珪長質溶岩は苦鉄質溶岩よりも低温になる傾向があるため、粘度の差が大きくなります。

シリコンイオンは小さく、高電荷を帯びているため、4つの酸素イオンと配位する傾向が強く、はるかに小さいシリコンイオンの周りに四面体配列を形成します。これはシリカ四面体と呼ばれます。シリコンの含有量が少ないマグマでは、これらのシリカ四面体は孤立していますが、シリコン含有量が増えると、シリカ四面体は部分的に重合し始め、酸素イオンを橋渡ししてつながれたシリカ四面体の鎖、シート、塊を形成します。これにより、マグマの粘性が大幅に増加します。^[47]

• 
  単一のシリカ四面体
• 
  橋渡し酸素イオンによって結合された 2 つのシリカ四面体 (ピンク色)

重合傾向は NBO/T として表されます。ここで、NBO は非架橋酸素イオンの数、T はネットワーク形成イオンの数です。シリコンは主要なネットワーク形成イオンですが、ナトリウム含有量の高いマグマではアルミニウムもネットワーク形成剤として機能し、他のネットワーク形成剤が不足している場合は三価鉄がネットワーク形成剤として機能します。他のほとんどの金属イオンは重合傾向を低下させるため、ネットワーク修飾子と呼ばれます。完全に溶融シリカから形成された仮想的なマグマでは、NBO/T は 0 になりますが、ネットワーク形成物質が非常に少なく重合が起こらない仮想的なマグマでは、NBO/T は 4 になります。自然界ではどちらの極端な値も一般的ではありませんが、玄武岩マグマの NBO/T は通常 0.6 ～ 0.9、安山岩マグマの NBO/T は 0.3 ～ 0.5、流紋岩マグマの NBO/T は 0.02 ～ 0.2 です。水はネットワーク修飾子として作用し、溶解した水は溶融物の粘度を大幅に低下させます。二酸化炭素はネットワーク修飾子を中和するため、溶解した二酸化炭素は粘度を高めます。温度が高い溶融物は、酸素とネットワーク形成物質間の結合を切断するために利用できる熱エネルギーが多いため、粘性が低くなります。^[15]

ほとんどのマグマには、様々な鉱物の固体結晶、捕獲岩として知られる異国の岩石の破片、以前に固化したマグマの破片が含まれています。ほとんどのマグマに含まれる結晶により、マグマはチキソトロピー性と剪断流動性を備えています。 ^[48]言い換えれば、ほとんどのマグマは、流動速度が剪断応力に比例するニュートン流体のようには動作しません。代わりに、典型的なマグマはビンガム流体であり、降伏応力と呼ばれる応力閾値を超えるまで、流れに対してかなりの抵抗を示します。^{[49]これにより、部分的に結晶化したマグマの}プラグフローが発生します。プラグフローのよく知られた例は、歯磨き粉のチューブから絞り出された歯磨き粉です。歯磨き粉は半固体のプラグとして出てきます。これは、チューブの隣の歯磨き粉の薄い層に剪断が集中し、ここでのみ歯磨き粉が流体として動作するためです。チキソトロピー挙動は、結晶がマグマから沈殿するのを妨げます。 [ ^50]結晶含有量が約60％に達すると、マグマは流体として振る舞うことをやめ、固体として振る舞い始めます。このような結晶と溶融岩石の混合物は、クリスタルマッシュと呼ばれることがあります。^[51]

マグマは一般的に粘弾性があり、低応力下では液体のように流れますが、加えられた応力が臨界値を超えると、溶融物は緩和だけでは応力を十分速く分散できず、一時的な亀裂の伝播を引き起こします。応力が臨界閾値以下に減少すると、溶融物は再び粘性的に緩和し、亀裂を修復します。^[52]

マグマが地表に噴出した溶融溶岩の温度は、ほぼすべて700～1,400℃（1,300～2,600℉）の範囲ですが、非常にまれにカーボナタイトマグマが490℃（910℉）まで低温になることがあり、[ ^53]コマチアイトマグマは1,600℃（2,900℉）まで高温だった可能性があります。^[54]マグマは、地熱地帯の掘削中に時折遭遇しており、ハワイでは深さ2,488m（8,163フィート）のデイサイトマグマ体を貫通した掘削が行われています。このマグマの温度は1,050℃（1,920℉）と推定されました。より深いマグマの温度は、理論計算と地温勾配から推測する必要があります。^[13]

ほとんどのマグマには、液相中に浮遊する固体結晶が含まれています。これは、マグマの温度が、マグマが完全に固化する温度として定義される固相線と、マグマが完全に液体である温度として定義される液相線の間に位置することを示しています。 ^[14]推定深度での固相線温度の計算によると、リフト領域の下で生成されるマグマは約 1,300 ～ 1,500 °C (2,400 ～ 2,700 °F) の温度で始まることが示唆されています。マントルプルームから生成されるマグマは、1,600 °C (2,900 °F) ほど高温になることがあります。水蒸気によって融点が下がる沈み込み帯で生成されるマグマの温度は、1,060 °C (1,940 °F) ほど低くなることがあります。^[55]

マグマの密度は主に組成に依存し、鉄含有量が最も重要なパラメータです。^[56]

マグマは低圧または高温ではわずかに膨張します。^[56]マグマが地表に近づくと、溶解したガスが液体から泡立ち始めます。これらの泡は深部でのマグマの密度を大幅に低下させ、そもそもマグマを地表に向かって押し上げるのに役立ちました。^[57]

地球内部の温度は地温勾配で表され、これは深さに伴う温度変化率である。地温勾配は、地球内部での放射性崩壊による加熱と地球表面からの熱損失のバランスによって確立される。地温勾配は地球の上部地殻で平均約25 °C/kmであるが、これは地域によって大きく異なり、海溝や沈み込み帯では最低5～10 °C/km、中央海嶺やマントルプルーム付近では30～80 °C/kmである。^[58]勾配は深さとともに緩やかになり、マントルではわずか0.25～0.3 °C/kmに低下し、そこではゆっくりとした対流によって熱が効率的に輸送される。平均的な地熱勾配は、通常、地殻や上部マントルのどこでも岩石を融点まで上昇させるほど急峻ではないため、マグマは地熱勾配が異常に急峻な場所、または岩石の融点が異常に低い場所でのみ生成されます。しかし、そのような状況でマグマが地表に向かって上昇することは、地球の地殻を通して熱を輸送するための最も重要なプロセスです。^[59]

岩石は圧力の低下、^[60]、組成の変化（水の追加など）、^[61]、温度の上昇、^[62]、またはこれらのプロセスの組み合わせに応じて溶融することがあります。^[63]隕石の衝突による溶融などの他のメカニズムは現在ではそれほど重要ではありませんが、地球の集積中の衝突により大規模な溶融が起こり、初期地球の外側数百キロメートルはおそらくマグマの海でした。^[64]過去数億年間の大型隕石の衝突は、いくつかの大規模な火成岩地域の大規模な玄武岩マグマ活動の原因となるメカニズムの1つとして提案されています。^[65]

減圧溶融は圧力の低下によって起こる。^[66]これは上部マントルからマグマを生成する最も重要なメカニズムである。^[67]

ほとんどの岩石の固相線温度（それ以下では完全に固体となる温度）は、水がない場合、圧力が増加すると上昇する。地球のマントルの深部にあるペリドタイトは、より浅いレベルの固相線温度よりも高温になることがある。このような岩石が固体マントルの対流中に上昇すると、断熱過程で膨張するにつれてわずかに冷却されるが、冷却は 1 キロメートルあたり約 0.3 °C にすぎない。適切なペリドタイトサンプルの実験的研究では、固相線温度は 1 キロメートルあたり 3 °C から 4 °C 上昇することが記録されている。岩石が十分に上昇すると、融解し始める。融解した液滴はより大きな体積に凝集し、上方に侵入する可能性がある。固体マントルの上方移動によるこの融解プロセスは、地球の進化において極めて重要である。^[63]

減圧溶融により中央海嶺に海洋地殻が形成され、地球上で最も重要なマグマ源となっている。^[67]また、ヨーロッパ、アフリカ、太平洋の海底などのプレート内地域では火山活動も引き起こす。プレート内火山活動はマントルプルームの上昇またはプレート内伸張に起因すると考えられており、それぞれのメカニズムの重要性は継続的な研究の対象となっている。^[68]

マグマ生成に最も関係する岩石組成の変化は、水の追加である。水は、所定の圧力下で岩石の固相線温度を下げる。例えば、約100キロメートルの深さでは、ペリドタイトは過剰な水が存在する場合、約800℃で溶け始めるが、水がない場合、約1,500℃で溶け始める。^[69]水は沈み込み帯の海洋リソスフェアから追い出され、その上にあるマントルの溶融を引き起こす。玄武岩または安山岩の組成を持つ含水マグマは、沈み込みプロセス中の脱水の結果として直接的または間接的に生成される。このようなマグマ、およびそれらから派生したマグマは、環太平洋火山帯のような島弧を形成する。^{[70]これらのマグマは、}大陸地殻の重要な部分である石灰アルカリ系列の岩石を形成する。^[71]含水マグマは密度と粘性が低いため浮力が高く、地球のマントル内で上方に移動します。^[72]

二酸化炭素の添加は、水の添加に比べるとマグマ形成の重要な原因としては比較的にはるかに小さいが、一部のシリカ不飽和マグマの発生は、マントル源域で二酸化炭素が水よりも優勢であることに起因すると考えられている。二酸化炭素が存在する場合、実験では、約 70 km の深さに相当する圧力で、狭い圧力間隔でペリドタイトの固相線温度が約 200 °C 低下することが記録されている。より深いところでは、二酸化炭素の影響は大きくなる可能性がある。約 200 km の深さでは、炭酸塩ペリドタイト組成の初期融解温度は、二酸化炭素を含まない同じ組成の場合よりも 450 °C から 600 °C 低いことが判明した。^[73]ネフェリナイト、カーボナタイト、キンバーライトなどの岩石タイプのマグマは、約 70 km を超える深さでマントルに二酸化炭素が流入した後に生成される可能性がある。^{[74] [75]}

温度の上昇は、大陸地殻内でマグマが形成される最も一般的なメカニズムである。このような温度上昇は、マントルからマグマが上方に侵入することで発生する可能性がある。また、プレート境界での圧縮によって厚くなった大陸地殻では、温度が地殻岩石の固相線を超えることもある。^[76]インド大陸とアジア大陸のプレート境界はよく研究された例であり、境界のすぐ北にあるチベット高原では、通常の大陸地殻の約2倍の厚さである約80キロメートルの地殻がある。磁気地電流データから推定された電気抵抗率の研究では、チベット高原の南縁に沿った中部地殻内に、少なくとも1,000キロメートルにわたって広がる、ケイ酸塩溶融物を含むと思われる層が検出されている。 ^[77]花崗岩と流紋岩は、温度上昇による大陸地殻の溶融の産物であると一般的に解釈される火成岩の一種である。温度上昇は沈み込み帯に引きずり込まれた岩石圏の融解にも寄与する可能性がある。 ^[要出典]

岩石が溶けるとき、その温度範囲は一定ではありません。なぜなら、ほとんどの岩石は複数の鉱物でできており、それぞれの鉱物の融点が異なるからです。最初に融解が起こる温度（固相線）は、純粋な鉱物の融点よりも低くなります。これは、氷が塩と混ざると融点が下がるのと似ています。最初に融解した物質は共晶と呼ばれ、含まれる鉱物の組み合わせによって組成が異なります。^[78]

例えば、玄武岩中の主要な鉱物のうちの2つである灰長石と透輝石の混合物は、約1274℃で溶け始めます。これは、純粋な透輝石の融点1392℃や純粋な灰長石の融点1553℃を大きく下回ります。結果として生じる溶融物は、約43重量％の灰長石で構成されます。^[79]岩石にさらに熱が加えられると、灰長石または透輝石のいずれかが完全に溶けるまで、温度は1274℃のままです。その後、残りの鉱物が溶け続けるにつれて温度が上昇し、溶融物の組成が共晶から離れていきます。例えば、灰長石の含有量が43％を超える場合、1274℃で透輝石全体が溶け、溶融物を共晶組成に保つのに十分な量の灰長石も溶けます。さらに加熱すると、残りの灰長石が徐々に溶けて溶融物に灰長石液体がますます多く含まれるようになるため、温度はゆっくりと上昇します。混合物に灰長石がわずかに過剰に含まれている場合、温度が1274℃をはるかに超える前に灰長石が溶けます。混合物がほとんど灰長石である場合、すべての灰長石が溶ける前に、温度は純粋な灰長石の融点近くに達します。混合物の灰長石含有量が43％未満の場合、共晶温度ですべての灰長石が一部の透輝石とともに溶け、残りの透輝石は温度が上昇し続けるにつれて徐々に溶けます。^[78]

共晶溶融のため、溶融物の組成は根源岩とはかなり異なる可能性がある。例えば、10%の灰長石と透輝石の混合物は、溶融物が約43%の灰長石の組成を持つ共晶から逸脱する前に、約23%の部分溶融を経験する可能性がある。この部分溶融の影響は、さまざまなマグマの組成に反映されている。上部マントルの部分溶融度が低い場合(2%～4%)、メリリタイトなどの非常にアルカリ性のマグマが生成され、部分溶融度が高い場合(8%～11%)、アルカリオリビン玄武岩が生成される可能性がある。^[80]海洋マグマは、根源岩の3%～15%の部分溶融によって生成される可能性が高い。^[81]一部のカルクアルカリ 花崗岩は、15%～30%もの高度な部分溶融によって生成される可能性がある。^[82]コマチアイトやピクライト などの高マグネシウムマグマも、マントル岩石の高度な部分溶融によって生成されたものである可能性があります。^[83]

不適合元素と呼ばれる特定の化学元素は、イオン半径とイオン電荷の組み合わせが、根源岩に豊富に含まれる元素のそれとは異なる。これらの元素のイオンは、根源岩を構成する鉱物の構造に適合しにくく、固体鉱物から容易に分離して、低い部分溶融度によって生成された溶融物中に高濃度になる。不適合元素には、一般的に、大きくて電荷が弱いカリウム、バリウム、セシウム、ルビジウム（大イオン親岩元素、LILE）や、イオンが高電荷を帯びる元素（高電界強度元素、HSFE）があり、ジルコニウム、ニオブ、ハフニウム、タンタル、希土類元素、アクチニドなどの元素が含まれる。非常に低い程度の部分溶融によって生成された溶融物中にカリウムが非常に多く含まれるため、その後マグマが冷えて固まると、ランプロファイア、ランプロアイト、キンバーライトなどの珍しいカリウム岩が形成されます。^[84]

岩石が十分に溶けると、小さな溶融液の小球（通常は鉱物粒子の間に発生）が結合して岩石を柔らかくします。地球内部の圧力下では、わずか数パーセントの部分溶融でも、溶融液がその源から絞り出される可能性があります。^[85]溶融液は、部分溶融の程度が30％を超えると、急速に源岩から分離します。しかし、通常、熱供給が枯渇する前に、マグマ源岩の30％よりはるかに少ない量が溶けます。^[86]

ペグマタイトは地殻の低度部分溶融によって生成される可能性がある。^[87]花崗岩組成のマグマの中には共晶（または共晶）溶融物があり、地殻の低度から高度の部分溶融や分別結晶化によって生成される可能性がある。^[88]

ほとんどのマグマは、その歴史のごく一部でのみ完全に溶融しています。より一般的には、溶融物と結晶の混合物であり、時にはガス泡も含まれています。^[15]溶融物、結晶、泡は通常、密度が異なるため、マグマが進化するにつれて分離する可能性があります。^[89]

マグマが冷えると、通常、異なる温度で鉱物が融解物から結晶化する。これは、元の融解過程を逆にしたようなものである。しかし、融解物は通常、元の源岩から分離して浅い深さに移動するため、結晶化の逆過程は正確に同一ではない。例えば、融解物が透輝石と灰長石をそれぞれ 50% ずつ含んでいた場合、灰長石は共晶温度 1274 °C よりいくらか高い温度で融解物から結晶化し始める。これにより、残りの融解物は 43% 透輝石の共晶組成に近づく。共晶温度は 1274 °C で、透輝石と灰長石が一緒に結晶化し始める温度である。融解物が透輝石 90% の場合、透輝石が最初に結晶化し始め、共晶温度に達するまで続く。^[90]

もし結晶が溶融物中に浮遊したままであれば、結晶化のプロセスによって溶融物と固体鉱物の全体的な組成が変化することはない。この状況は平衡結晶化と呼ばれる。しかし、1915年の論文「ケイ酸塩液体の結晶化と分化」 ^[91] で最高潮に達した一連の実験で、ノーマン・L・ボーエンは、フォルステライト、透輝石、シリカの冷却溶融物から結晶化したオリビンと透輝石の結晶が、地質学的に適切な時間スケールで溶融物に沈んでいくことを実証した。地質学者はその後、このような分別結晶化のかなりの現場証拠を発見した。^[89]

結晶がマグマから分離すると、残留マグマの組成は親マグマと異なります。たとえば、斑れい岩組成のマグマは、初期に形成された結晶がマグマから分離されると、花崗岩組成の残留溶融物を生成する可能性があります。 ^{[92]斑れい岩の}液相線温度は 1,200 °C 近くになる可能性があり、^[93]派生した花崗岩組成の溶融物の液相線温度は約 700 °C と低い場合があります。^[94] 不適合元素は、分別結晶化中にマグマの最後の残留物と部分溶融中に生成される最初の溶融物に集中しています。どちらのプロセスでも、不適合元素が一般的に豊富に含まれる岩石タイプであるペグマタイトに結晶化するマグマを形成できます。ボーエンの反応系列は、マグマの分別結晶化の理想的な順序を理解するために重要です。^[89]

マグマの組成は、部分溶融や分別結晶化以外のプロセスによっても決定されます。たとえば、マグマは侵入した岩石と相互作用し、その岩石を溶融したり、岩石と反応したりします。マグマ溜まりの天井付近での同化と、その底付近での分別結晶化は、同時に起こることさえあります。異なる組成のマグマは互いに混ざり合うことがあります。まれに、溶融物が対照的な組成の2つの混ざらない溶融物に分離することがあります。^[95]

岩石が溶けると、液体は一次マグマになります。一次マグマはいかなる分化も受けておらず、マグマの初期の組成を表しています。^[96]実際には、一次マグマを明確に特定することは困難ですが、 ^[97]ボニナイトは一次マグマから結晶化した安山岩の一種であると示唆されています。^[98]ジンバブエのグレートダイクも一次マグマから結晶化した岩石であると解釈されています。[99] ミグマタイトの白質小体を一次マグマと解釈することは、ジルコンのデータと矛盾しています。ジルコンの データでは^、白質小体は一次マグマの抽出によって残った残留物（堆積岩）であると示唆されています。 ^[100]

原始的または一次的なマグマの組成を見つけることが不可能な場合、親マグマを特定しようとすることがしばしば有用である。^{[97]親マグマとは、}火成岩の分化過程によって観察されるマグマ化学組成の範囲が導き出されたマグマ組成である。必ずしも原始的な溶融物である必要はない。^[101]

例えば、一連の玄武岩の流れは互いに関連していると想定されています。分別結晶化によってそれらが合理的に生成される可能性のある組成は、親マグマと呼ばれます。分別結晶化モデルは、それらが共通の親マグマを共有しているという仮説を検証するために作成されます。^[102]

マグマは、温度と圧力の条件が溶融状態に適しているマントルまたは地殻内で発生します。マグマは、形成された後、密度が源岩よりも低いため、浮力で地球の表面に向かって上昇します。 ^[103]地殻を移動すると、マグマはマグマ溜まりに集まり、そこに留まることがあります（ただし、最近の研究では、マグマは主に液体のマグマ溜まりではなく、地殻を越えた結晶が豊富なマッシュゾーンに貯蔵されている可能性があることが示唆されています^[7]）。マグマは、冷えて結晶化して貫入岩を形成するか、火山として噴火するか、別のマグマ溜まりに移動するまで、マグマ溜まりに留まります。^[要出典]

マグマが冷えると、固体の鉱物相が形成され始める。これらの一部はマグマ溜まりの底に沈殿して集積物を形成し、苦鉄質の層状貫入岩を形成する可能性がある。マグマ溜まり内でゆっくり冷えたマグマは、その組成に応じて、通常は斑れい岩、閃緑岩、花崗岩などの深成岩の岩体を形成する。あるいは、マグマが噴火すると、玄武岩、安山岩、流紋岩（それぞれ斑れい岩、閃緑岩、花崗岩の噴出岩に相当する）などの火山岩が形成される。 ^[要出典]

火山の噴火で地表に噴き出したマグマを溶岩といいます。溶岩は地下のマグマに比べて比較的早く冷えて固まります。この急速な冷却により結晶が大きく成長せず、一部は結晶化せずにガラスになります。火山ガラスを主成分とする岩石には、黒曜石、スコリア、軽石などがあります。

火山噴火の前と最中、_CO2や_H2Oなどの揮発性物質は、溶出と呼ばれるプロセスを通じて部分的に溶融物から放出されます。水分含有量の少ないマグマはますます粘性が高くなります。火山噴火中にマグマが上昇して大規模な溶出が発生すると、結果として生じる噴火は通常爆発的です。^[104]

アイスランド深部掘削プロジェクトでは、アイスランドの地表下の火山岩盤の熱を利用するために5,000メートルの穴を数本掘削していたところ、2009年に2,100メートルの深さでマグマの塊を発見した。これは歴史上マグマに到達した3度目のことであったため、IDDPはこの穴に投資することを決定し、IDDP-1と名付けた。^[105]

マグマに近い底部に穴が開けられた穴の中にセメント鋼製のケースが建設された。マグマ蒸気の高温高圧を利用して36MWの電力を生成し、IDDP-1は世界初のマグマ強化地熱システムとなった。^[105]