BASALT, CO2, AND THE YELLOWSTONECAL

BASALT, CO2, AND THE YELLOWSTONE
CALDERA
The preceding discussion summarized current estimates for
the flux of volatile constituents and heat from the
Yellowstone Caldera. Because there are few sinks for significant
volumes of CO2 and Cl within the magma–hydrothermal
system, these fluxes provide powerful constraints on the deep
magmatic system. One seemingly clear implication is that
CO2 (and heat) are derived from degassing basaltic magma
that underlies the upper- to mid-crustal rhyolitic magma
reservoir (White et al. 1988; Christiansen 2001). Aside from
the isotopic evidence for magmatic CO2 and He, the existing
CO2 flux is high enough to rapidly exhaust any plausible
non-magmatic source such as limestone (Werner and Brantley
2003). Even some kinds of magma sources are difficult to
reconcile with this phenomenal gas flux. The volume of the
silicic magma reservoir beneath Yellowstone is estimated at
~1.5 ×104 km3 (Lowenstern et al. 2006), and based on the
compositions of silicate melt inclusions (now glasses)
enclosed within crystals in erupted rhyolites (TABLE 1),
Yellowstone silicic magmas contain less than 500 ppm dissolved
CO2. At the current diffuse degassing rate, such a
magma body would be entirely purged of dissolved CO2 in
about 1000 years. Similarly, sulfur would be completely
degassed in less than 40,000 years. Assigning the annual CO2
flux to a plausible amount of annually degassed and crystallized
rhyolitic magma (0.1 km3; Fournier 1989) requires
5.5 wt% CO2, about 20 times that which can be dissolved at
400 MPa (~16 km depth) in rhyolitic liquid (Lowenstern 2001).
The relative proportions of emitted volatiles are also inconsistent
with the degassing of silicic magma (FIG. 3). Like silicate
melt inclusions from other rhyolitic lavas and tuffs
(Wallace 2005), those from Yellowstone contain abundant
dissolved Cl and F, but scarce CO2 and S (A. Abedini, S.
Hurwitz, and J. Lowenstern, unpublished data shown in
TABLE 1). Yet orders of magnitude more CO2 is emitted

ผลลัพธ์ (ไทย) 1:

หินบะซอลต์ CO2 และในเยลโลว์สโตนแอ่งภูเขาไฟรูปกระจาดการสนทนาก่อนหน้านี้สรุปราคาประเมินปัจจุบันสำหรับฟลักซ์ของ constituents ระเหยและความร้อนจากการแอ่งภูเขาไฟรูปกระจาดเยลโลว์สโตน เนื่องจากมีเก็บของไม่กี่สำหรับสำคัญปริมาณของ CO2 และ Cl ภายในผับ – hydrothermalระบบ fluxes เหล่านี้ให้ลึกมีข้อจำกัดระบบ magmatic ปริยายหนึ่งดูเหมือนชัดเจนว่าCO2 (ความร้อน) มาจากการ degassing ซก็ basalticที่ underlies ซก็ rhyolitic บน - การกลาง-crustalอ่างเก็บน้ำ (สีขาวและ al. 1988 Christiansen 2001) กันจากหลักฐาน isotopic magmatic CO2 และเขา ที่มีอยู่CO2 ฟลักซ์จะสูงพอที่จะไอเป็นไปได้ได้อย่างรวดเร็วแหล่งที่มาไม่ใช่ magmatic เช่นหินปูน (Werner และ Brantley2003) แม้ว่าบางชนิดของหินหนืดแหล่งยากกระทบยอดกับไหลแก๊สปรากฏการณ์นี้ ปริมาณของการอ่างเก็บน้ำของหินหนืด silicic ใต้เยลโลว์สโตนมีประมาณที่~1.5 × 104 km3 (Lowenstern et al. 2006), และตามองค์ของซิลิเกละลายตัว (ตอนนี้แก้ว)อยู่ภายในผลึกในปะทุ rhyolites (ตารางที่ 1),Magmas silicic เยลโลว์สโตนประกอบด้วยราคาต่ำกว่า 500 ppm ส่วนยุบCO2 ปัจจุบันกระจาย degassing อัตรา เช่นการเนื้อหินหนืดจะเป็นลบทั้งหมดของ CO2 ที่ละลายในประมาณ 1000 ปี ในทำนองเดียวกัน กำมะถันจะสมบูรณ์degassed น้อยกว่า 40000 ปี กำหนด CO2 ประจำปีฟลักซ์เป็นจำนวนที่เป็นไปได้ของ degassed และตกผลึกเป็นประจำทุกปีหินหนืด rhyolitic (0.1 km3 ต้อง Fournier 1989)5.5 wt % CO2, 20 ครั้งที่สามารถละลายในแรง 400 (~ 16 กม.ลึก) ในของเหลว rhyolitic (Lowenstern 2001)สัดส่วนสัมพันธ์ของ volatiles ออกมายังไม่สอดคล้องกันด้วยการ degassing ของหินหนืด silicic (FIG. 3) เช่นซิลิเคทหลอมรวมจาก rhyolitic lavas และ tuffs อื่น ๆ(Wallace 2005), จากเยลโลว์สโตนประกอบด้วยอุดมสมบูรณ์ส่วนยุบ Cl และ F แต่แคลน CO2 และ S (A. Abedini, S.Hurwitz และ J. Lowenstern ยกเลิกประกาศข้อมูลที่แสดงในตาราง 1) แต่ขนาดของใบสั่งเพิ่มเติม CO2 ออกมา

ผลลัพธ์ (ไทย) 2:

บะซอลต์ CO2
และเยลโลว์สโตนสมรภูมิการอภิปรายก่อนสรุปประมาณการปัจจุบันฟลักซ์ขององค์ประกอบผันผวนและความร้อนจากที่เยลโลว์สโตนCaldera เนื่องจากมีอ่างล้างมือไม่กี่อย่างมีนัยสำคัญสำหรับปริมาณของ CO2 และ Cl ภายในแมก-hydrothermal ระบบเหล่านี้ให้ฟลักซ์ จำกัด ที่มีประสิทธิภาพในลึกระบบmagmatic หนึ่งในความหมายที่ชัดเจนคือการที่ดูเหมือนCO2 (และความร้อน) จะได้มาจากแมกมา degassing บะซอลต์ที่รองรับพิมพ์ใหญ่กลางเปลือกโลกแมกrhyolitic อ่างเก็บน้ำ (สีขาว et al, 1988;. คริสเตียน 2001) นอกเหนือจากหลักฐานไอโซโทปสำหรับ CO2 magmatic และเขาที่มีอยู่ในการไหลของก๊าซCO2 สูงพอที่จะหมดอย่างรวดเร็วเป็นไปได้ใด ๆแหล่งที่มาที่ไม่ magmatic เช่นหินปูน (เวอร์เนอร์และ Brantley 2003) แม้บางชนิดของแหล่งที่มาของแมกมายากที่จะคืนดีกับการไหลของก๊าซเป็นปรากฎการณ์นี้ ปริมาณของอ่างเก็บน้ำแมก silicic ใต้เยลโลว์สโตนอยู่ที่ประมาณ ~ 1.5 ×104 km3 (Lowenstern et al. 2006) และอยู่บนพื้นฐานองค์ประกอบของการรวมละลายซิลิเกต(แก้วตอนนี้) ปิดล้อมอยู่ในผลึกใน rhyolites ปะทุขึ้น (ตารางที่ 1) เยลโลว์สโตน magmas silicic มีน้อยกว่า 500 ppm ละลายCO2 ในอัตรา degassing กระจายปัจจุบันเช่นร่างกายของแมกมาจะถูกลบออกทั้งหมดของCO2 ที่ละลายในประมาณ1000 ปี ในทำนองเดียวกันกำมะถันจะได้สมบูรณ์degassed ในเวลาน้อยกว่า 40,000 ปี การกำหนด CO2 ประจำปีฟลักซ์เป็นจำนวนเงินที่เป็นไปได้ของการเป็นประจำทุกปีdegassed และก้อนหนืดrhyolitic (0.1 km3; เยร์ 1989) ต้องใช้CO2 5.5% โดยน้ำหนักประมาณ 20 เท่าซึ่งสามารถละลายที่400 เมกะปาสคาล (~ 16 กิโลเมตรลึก) ในของเหลว rhyolitic ( Lowenstern 2001). สัดส่วนที่สัมพันธ์กันของสารระเหยที่ปล่อยออกมานี้ยังไม่สอดคล้องกับ degassing ของแมก silicic (รูปที่. 3) เช่นเดียวกับซิลิเกตรวมละลายจาก rhyolitic lavas อื่น ๆ และ tuffs (วอลเลซ 2005) ผู้ที่มาจากเยลโลว์สโตนมีความอุดมสมบูรณ์ละลายคลอรีนและF แต่ CO2 หายากและ S (ก Abedini เอสHurwitz และเจ Lowenstern ข้อมูลที่ไม่ถูกเผยแพร่แสดงในตารางที่1 ) แต่คำสั่งของขนาด CO2 ที่ปล่อยออกมามากขึ้น

ผลลัพธ์ (ไทย) 3:

หินบะซอล , CO2 , และเยลโลว์สโตน
Caldera
การสนทนาก่อนหน้านี้สรุปประมาณการปัจจุบัน
ฟลักซ์ขององค์ประกอบที่ระเหยง่ายและความร้อนจาก
เยลโลว์สโตน Caldera . เพราะมีอ่างล้างมือสามทางออนไลน์
ของ CO2 และ Cl ภายในหินหนืด (
2 ด้วยระบบเหล่านี้มีข้อจำกัดที่มีประสิทธิภาพบนลึก
magmatic ระบบ หนึ่งปรากฏอยู่ชัดเจน นัยว่า
คาร์บอนไดออกไซด์ ( และความร้อน ) จะได้มาจากหินหนืดบะซอลต์ degassing
ที่แผ่นอยู่ด้านบน - กลางของเปลือกโลก rhyolitic หินหนืด
อ่างเก็บน้ำ ( สีขาว et al . 1988 ; Christiansen 2001 ) นอกเหนือจาก
ไอโซโทปหลักฐาน magmatic CO2 และเขาที่มีอยู่
CO2 ฟลักซ์สูงพอที่จะอย่างรวดเร็วจะไม่ magmatic
ไอเสียใด ๆแหล่ง เช่น หินปูน ( เวอร์เนอร์ และ แบรนท์ลีย์
2003 )แม้ว่าบางชนิดของแหล่งหินหนืดยาก

คืนดีกับปรากฎการณ์นี้แก๊ส ฟลักซ์ ปริมาตรของแมกม่าใต้ Yellowstone
silicic อ่างเก็บน้ำประมาณ
~ 1.5 × 104 km3 ( โลเวนสเติร์น et al . 2006 ) , และตามองค์ประกอบของซิลิเกตชนิดละลาย

( ตอนนี้แก้วล้อมรอบภายในผลึกในปะทุขึ้น rhyolites ( ตารางที่ 1 ) ,
เยลโลว์สโตน silicic magmas บรรจุน้อยกว่า 500 ppm
CO2 ที่ละลาย ในอัตราปัจจุบัน degassing กระจายเช่น
หินหนืดในร่างกายจะถูกกำจัดทั้งหมดละลาย CO2 ใน
ประมาณ 1000 ปี โดยกำมะถันจะมีความสมบูรณ์
degassed ในน้อยกว่า 40 , 000 ปี ให้ฟลักซ์คาร์บอนไดออกไซด์
ประจำปีที่เป็นไปได้ของจำนวนปี degassed และตกผลึก
rhyolitic หินหนืด ( 0.1 km3 ;Fournier 1989 ) ต้อง
CO2 5.5 เปอร์เซ็นต์ ประมาณ 20 เท่า ซึ่งสามารถละลายใน
400 เมกะปาสคาล ( ~ 16 กิโลเมตร ความลึก ) ใน rhyolitic ของเหลว ( โลเวนสเติร์น 2001 ) .
สัดส่วนสัมพัทธ์ของที่ปล่อยสารระเหยยังขัดแย้งกัน
กับ degassing ของ silicic หินหนืด ( รูปที่ 3 ) เช่นซิลิเกต
ละลายจากการผนวกลาวา rhyolitic อื่นและ tuffs
( วอลเลซ 2005 ) เหล่านั้นจาก Yellowstone ประกอบด้วยมากมาย
ละลาย CL และ F แต่ขาดแคลน CO2 และ S ( A . abedini , S .
Hurwitz และเจ. โลเวนสเติร์นเผยแพร่ข้อมูลแสดงใน
, ตารางที่ 1 ) แต่คำสั่งของขนาด CO2 ออกมา
เพิ่มเติม