Магма и магмоообразование

Однородность составов образующихся в глубинных условиях магм или их вариации, а также последовательность, в которой они внедряются, определяются рядом физико-химических и геологических ограничений. Эти ограничения, прежде всего, связаны с составом эвтектических точек, геометрией кривых фазовых равновесий, с проявлением ликвационных процессов, со временем взаимодействия магм с породами верхних горизонтов земной коры. Согласно данным Х. Йодера (1978), существует регламентация однородности и последовательности изменений состава магматических расплавов, обусловленная способом образования магм. Им предложено две модели образования магм: по типу горячей пластины и вследствие диапирического процесса.

В первой модели тепловой источник располагается непосредственно ниже «необедненного базальтовой составляющей перидотита с ассоциацией оливин-ромбическтй пироксен-моноклинный пироксен-гранат при первоначальной температуре 1100єС, соответствующей континентальной геотерме. Силл или диапир кристаллического перидотита, лишенного базальтовой составной части на глубине 130 км (давление около 40 кбар), имеет в верхней части температуру 1800єС и большие энергетические запасы (135 кал/єС). В этой модели в перекрывающих пластину «необедненных» перидотитах образуется зона плавления при температуре начала плавления безводного гранатового перидотита 1500єС. Как показывает изучение системы форстерит-диопсид-пироп, и плавление природных гранатовых перидотитов при давлении 35 кбар, все главные минеральные фазы устойчивы с расплавом при постоянной температуре или внутри небольшого температурного интервала до тех пор, пока не будет достигнуто образование 30% расплава на верхней кромке плавления. Количество жидкости будет возрастать. За 1000 лет возможно создание зоны плавления 100 м, в течение 10000 лет эта зона достигнет 300, а в течение 25000 лет - 500 м. В зоне плавления будет существовать температурный градиент, и вследствие этого состав расплава в верхней зоне определяется постоянными условиями, а внутри зоны он обусловлен наивысшими постоянными температурами. Таким образом, создаются значительный объем расплава и его гетерогенность по вертикали зоны плавления.

Вторая модель плавления определяется диапирическим процессом внедрения «необедненного» гранатового перидотита в «обедненный» перидотит к глубинам, где достигается температура кристаллизации и происходит выплавление расплава из «необедненного» гранатового перидотита. Если предположить, что первоначальный диапир располагался на океанической геотерме на глубине 210 км, то при его перемещении до уровня 130 км под влиянием внутренней теплоты начнется плавление. Количество создаваемого расплава прямо зависист от поднятия диапира и потерь тепла горячим перидотитом. Плавление охватывает около 30% массы пород, и диапир будет подниматься на 35 км в течение интервала плавления при отсутствии кондуктивной потери тепла. Разница температур между частично расплавленным диапиром и его окружением составляет на этой стадии около 375єС. В случае потери тепла во вмещающие образования, пропорционально снижается и количество расплава. Концентрация главных компонентов в жидкости будет примерно одинаковой во всем интервале плавления. Высокая степень плавления приурочена к верхней части зоны плавления и уменьшается по направлению к дну магматической камеры. При быстром подъеме диапира (10 см в год) полное плавление наступает через 350000 лет. При подъеме со скоростью 1 см/год пройдет минимум 3,5 млн. лет для получения 30% плавления. Обе модели имеют обратную последовательность составов расплавов по отношению к глубине зоны плавления.

При рассмотрении моделей образования магмы нельзя не затронуть вопрос о минимальном и максимальном количестве расплава, отделяющегося от первичного мантийного источника. Считается, что при образовании щелочных базальтов, обогащенных редкими элементами, степень плавления составляет менее чем 5%, тогда как при образовании ультраосновных расплавов она превышает 60%. На основании экспериментальных работ по плавлению природных перидотитов (Арндт, 1977) выведена зависимость степени отделения жидкости от ее источника от различной степени плавления. Для ультраосновных составов было установлено, что лишь по достижении степени плавления около 40% образующаяся жидкость может отделяться от кристаллических фаз. Гомогенизация и отделение жидкости обусловлены осаждением минеральных зерен через жидкость. Плавления 30-40% вещества недостаточно, для того, чтобы генерировать ультраосновные магмы одним актом плавления, поскольку 40% жидкости, образующейся при плавлении и еще не достигшей коматитового состава, стремится удалиться из источника. Следовательно, для образования ультраосновной магмы необходимо предполагать вторую или третью стадию плавления одного и того же вещества, формирование расплава и тугоплавкого оливинового остатка. Это заключение подтверждается не только экспериментами, но и резким обеднением легкими редкоземельными элементами перидотитовых коматитов.

Эксперименты по плавлению шпинелевого лерцолита в щелочном базальте показали, что критический уровень удаления жидкости превышает 5% и что этот уровень зависит от размера зерен и вязкости расплава. Следовательно, такие магмы, как щелочные базальты, которые имеют высокую концентрацию несовместимых малых элементов и для которых предполагается очень низкая степень плавления, не в состоянии отделяться от своего источника под влиянием плавучести. Для отделения таких магм требуется дополнительное напряжение, создающее расширяющуюся зону, в которую будет втекать расплав, используя сетку межгранулярных пленок.

Наблюдаемое в океанических толеитах различное содержание редких элементов, можно объяснить этапностью формирования магм сходного состава. На первом этапе после достижения критического уровня удаления жидкости создается базальтовый расплав, обогащенный легкими редкоземельными элементами. Магмы, обедненные легкими редкоземельными элементами, образуются после удаления порции базальтов раннего этапа, вместе с которыми удалены несовместимые легкие элементы.

Такой механизм двухэтапного плавления одного источника можно предполагать и для образования коматитовых магм. Если эта модель соответствует действительности, то состав коматитов, как бы он ни был близок к химизму предполпгаемого мантийного субстрата, мало свидетельствует о действительном составе мантийного источника. Содержания главных и редких элементов в коматитах отражают химизм остатка после экстракции магмы первого этапа, но не исходной мантии.

Различия в составах коматитов, в частности с высоким и низким отношением CaO/Al2O3, могут свидетельствовать об отделении магмы определенного состава на раннем этапе плавления. Например, коматиты нагорья Барбертон (ЮАР) имеют высокое отношение CaO/Al2O3, тогда как в относительно бедных оксидом магния коматитах Мунро из провинции Онтарио (Канада) это отношение около 1. Предположим, что магма первого этапа плавления формировалась при давлении около 35 кбар в равновесии с оливином, моноклинным пироксеном, ромбическим пироксеном при преимущественном вхождении граната в расплав. Это должно привести к обогащению магмы Al2O3 относительно CaО и среднему уровню содержания легких редкоземельных элементов. Дальнейшее плавление этого источника даст расплав, сходный по составу с коматитами провинции Барбертон (с высоким значением CaO/Al2O3 и ровным профилем редкоземельных элементов).

Другой варитант плавления может произойти, если первая магма формируется в равновесии с оливином, пироксенами и гранатом. В этом случае при 20-и процентном плавлении, когда почти весь моноклинный пироксен плавится, состав расплава должен быть менее основным. При дальнейшем подъеме диапира и его плавлении гранат как устойчивая и плотная фаза может оседать в жидкости, последняя будет иметь низкое содержание СаО и обеднена легкими редкоземельными элементами.

2.2 Происхождение базальтовой магмы

Где в относительно холодной массе мантии формируются базальтовые магмы? Некоторые данные о глубине их формирования, по-видимому, могут быть получены на основании того, что увеличение температуры плавления с увеличением давления несколько различно для различных минералов. Оно совсем низко (около 5єС на 1000 бар) для оливина и анортита, около 13єС на 1000 бар для альбита. Коэффициент этот обычно больше для минералов с низкой температурой плавления, так что различия в температуре плавления должны уменьшаться с увеличением давления. Анортит и альбит при давлении 2200 бар должны плавиться при одной температуре. Отношение между точками плавления оливина и пироксена могло быть обратным, а различие между точками инконгруэнтного плавления энстатита и форстерита могло приближаться к нулю, так же как у ортоклаза и лейцита при низких давлениях. Вполне вероятно, что перидотит, который в результате частичного плавления при нормальных условиях мог давать базальтовую жидкость с относительно высокой концентрацией алюминия и щелочей, должен был вести себя иначе при давлениях 40000-50000 бар и более. Возможно, что на глубинах, превышающих 200 км, первая жидкость, которая там образуется, не будет соответствовать нормальному базальту. В результате частичного плавления перидотитов на глубинах менее 100 км могут образоваться толеитовые базальты. Оливиновые базальты, по-видимому, формируются в результате частичного плавления на несколько больших глубинах.

То, что лавы на дневной поверхности очень редко имеют температуру выше 1200єС, а возможно и не достигают ее, также может служить показателем глубины их формирования. Как уже отмечалось, температура плавления многокомпонентных систем увеличивается с глубиной. Начальная скорость увеличения этой температуры для базальтов равна примерно 10єС на 1000 бар. На глубине 500 км давление равно 175000 бар, и базальт при этом давлении должен плавиться при температуре, значительно превышающей 2000єС. Если бы базальтовый расплав мог формироваться на такой глубине, то он должен был бы подниматься к поверхности при температуре, которая была бы лишь немного ниже, поскольку охлаждение его при подъеме должно было бы быть небольшим. То, что лавы Килауэа изливаются при температуре, которая очень близка к верхнему пределу их плавления при нормальном давлении, говорит о небольшой глубине их формирования.

Данные, о которых говорилось выше, относятся к плавлению сухих пород. С увеличением давления увеличивается растворимость воды в силикатном расплаве, что вызывает понижение точки плавления расплава. Предположим, что первичный материал мантии содержит 0,5% воды в водных минералах. Будет ли эта вода заметно уменьшать температуру, при которой может происходить частичное плавление? Очевидно, нет. Частичное плавление скажем 1/3 первоначальной массы должно обусловить концентрацию воды в расплаве, равную 1,5%. При этом предполагается, что вся имеющаяся вода растворена. Данный вывод подтверждается тем, что базальтовые магмы, когда они достигают поверхности, по-видимому, содержат не более 1% воды, о чем можно судить по отношению газ/лава в вулканических извержениях. Однажды расплавившись, магма поднимется на такую высоту, на которой давление колонны жидкости уравновесится давлением, существующим на той глубине, где формируется магма. Пусть h - глубина формирования магмы ниже дна океана, а H - полная высота колонны жидкости. Тогда, d1h=d2H, где d1 - плотность материала мантии, а d2 - плотность жидкости. На Гавайских островах H-h равно примерно 10 км. Отсюда d1 = 3300 кг/м3, а d2 = 2800 кг/м3, h = 56 км. Действительная глубина, по-видимому, несколько больше, так как не известны вулканы, которые находились бы в статическом равновесии. Следовательно, можно сделать вывод, что наиболее возможная глубина формирования базальтовой магмы колеблется от 50 до 100 км. Температура, которая требуется для образования такой магмы на таких глубинах, находится в пределах 1200-1500єС.

Базальтовая магма в больших количествах возникала на протяжении всего геологического времени как в континентальных, так и в океанических областях. Теплота, достигавшая поверхности с магмой, хотя и имеет значительную величину, тем не менее, намного меньше, чем нормальный тепловой поток. В настоящее время в среднем изливается примерно 2 км3 лавы в год, а за 4 млрд. лет при такой скорости должен образоваться объем, почти равный объему всей коры, включая океанические площади. Общая теплота, освобождающаяся на поверхности при этом, включая скрытую теплоту кристаллизации и остывания, достигает 1 или 2% от общего теплового потока за тот же самый интервал времени. Поэтому задача заключается не столько в том, чтобы найти подходящий источник тепла, сколько в том, чтобы объяснить, каким образом в кристаллической мантии, где температуры более низки, чем температура начального плавления, может иметь место частичное плавление. Сейсмические данные ясно показывают, что нет единого слоя жидкого базальта, окружающего земной шар, а возможность существования небольших местных резервуаров жидкого материала, оставшихся от времени, когда Земля находилась в расплавленном состоянии, приходится отрицать, учитывая следующие факты: 1) нет данных, показывающих, что Земля когда-либо была полностью расплавленной; 2) жидкий базальтовый расплав, будучи намного легче окружающего кристаллического материала, уже давно должен был бы подняться на поверхность; 3) такие небольшие массы, занимающие объем в несколько сотен кубических километров, за несколько миллиардов лет должны были бы настолько охладиться, что неизбежно раскристаллизовались бы.

Если предположить, что на глубине, где формируется базальтовая магма, существует температура, промежуточная между точками плавления базальта при нулевом давлении и давлении, преобладающем на этой глубине, то при уменьшении давления может начаться плавление. Трудно представить, как на такой глубине может эффективно понижаться давление, поэтому образование магмы в результате падения давления представляется невозможным.

В качестве возможных рассмотрим следующие пути, которые могут привести к местному возрастанию температуры настолько, что становится возможным частичное плавление. Эффект нагрузки, вызываемой мощной серией осадочных пород, играет незначительную роль. Кроме того, базальтовая магма образуется в пределах океанических площадей, где такая нагрузка отсутствует. Энергия деформации в неупругом веществе может превратиться в теплоту. Это подтверждается тем, что, где бы ни происходила в мантии интенсивная деформация, в ней может быть генерировано достаточное количество тепла, способное существенно поднять температуру. Вопрос, касающийся величины этого эффекта, полностью еще не выяснен. Кроме того, крупные излияния базальтовой магмы встречаются в пределах участков (например, Колумбийское плато, Гавайские острова), где деформации отсутствуют. Вулканическая площадь Северной Атлантики, в том числе и активные вулканы Исландии, по-видимому, не связаны с какими-либо крупными процессами деформации. С другой стороны, на ряде площадей (например, в Гималаях), где наблюдается интенсивная деформация, базальтовые излияния редки или отсутствуют.

Частичное плавление может иметь место в том случае, когда материал мантии будет перемещен кверху (например, в результате конвекции) в район, где температурный градиент больше, чем адиабатический, если только начальная температура поднимающегося материала больше, чем точка плавления в том месте, куда поступает материал. Предположим, например, что материал поднимается с глубины, где температура первоначально равна 2000єС, до уровня, где точка плавления равна 1500єС. Поднимающийся материал охлаждается при своем продвижении вверх. Если это охлаждение меньше 500єС, материал будет плавиться, по крайней мере частично. Хотя конвекция и может привести к плавлению, нельзя уверенно считать, что она действительно имеет место, и проблема образования магмы по-прежнему остается нерешенной. Легко представить такое распределение радиоактивного материала, которое должно обусловить постоянное плавление в мировом масштабе. Однако подобное предположение опровергается сейсмическими данными. Это выглядит так, как если бы температура в верхней части мантии была близка к минимальной точке плавления, но подвергалась также местным и до некоторой степени случайным колебаниям неизвестного происхождения, возможно связанным с конвекцией в глубоких частях мантии. Эти колебания, по-видимому, отражаются в значительной изменчивости теплового потока в Тихоокеанском бассейне.

2.3 Происхождение гранитной магмы

В противоположность базальтам, которые встречаются повсеместно, распространение гранитных пород ограничено континентальными площадями и в основном орогеническими зонами. Это может быть обусловлено двумя причинами: 1) наличие континентов таким образом изменяет условия в подстилающей мантии, что там могут образовываться гранитные магмы; 2) гранитные магмы образуются в самой коре. Первый путь представляет собой автокристаллический процесс, в результате которого происходит постоянное разрастание континентов. Второй путь особенно хорошо объясняет постоянное совместное нахождение гранитов с глубоко метаморфизованными осадками и другими породами глубоких частей земной коры.

«Нормальная» температура у основания коры, вероятно, не превышает 600 єС или около этого. Минимальная точка плавления гранита, даже при максимальном давлении, выше, по крайней мере, на 100 є. Таким образом, образование большого количества гранитной жидкости в коре не может быть «нормальным» явлением. Очень сложно в массе осадков в самой нижней части коры вызвать избирательное выплавление гранитной фракции. Иначе говоря, образование гранитной магмы требует значительных изменений температуры.

При описании условий, ведущих к региональному метаморфизму, с которым тесно связаны граниты, следует отметить, что сам региональный метаморфизм наблюдается только в тех участках, где заметно увеличивается тепловой поток. Это увеличение теплового потока, которое, видимо, сопровождает орогению, фактически может представлять собой наиболее характерную особенность орогении, тогда как деформация является дополнительным эффектом глубинных изменений температуры. Какова природа этих изменений не ясно, как и в случае образования базальтовой магмы. Первопричиной, опять таки, может быть конвекция в мантии. По-видимому, в мантии должны происходить процессы (перенос радиоактивного тепла, конвекционное движение, частичное плавление и дифференциация), которые ведут: 1) к формированию базальтовых магм в самой мантии; 2) увеличению теплового потока, региональному метаморфизму и формированию гранитных магм в коре и 3) диастрофизму.

3. Причины разнообразия магматических пород

Химические и минералогические различия, наблюдающиеся в магматических горных породах, являются результатом магматической эволюции. Совершенно ясно также, что эта эволюция происходит в том или ином направлении, так что в каждой группе пород объединяются различные продукты магматической эволюции единой родоначальной магмы. Очевидно также, что природа материнской магмы каждой провинции, направление ее эволюции или оба эти фактора связаны с географическим и тектоническим положением провинции.

Существует несколько видов эволюционных процессов, которые могут привести к образованию многих конечных магматических пород за счет небольшого числа родоначальных магм. Эти процессы сводятся к дифференциации, ассимиляции, гибридизации и смесимости магм. Трудно предположить, что в каждом случае магматической эволюции имело место влияние какого-либо одного процесса. Изменение характера магмы следует рассматривать как серию весьма сложных явлений, в которых участвуют с различной интенсивностью все указанные выше процесса.

3.1 Магматическая дифференциация

Магматическая дифференциация рассматривает все процессы, которые могут привести к распаду однородной родоначальной магмы на фракции, образующие в конечном итоге горные породы различного состава. Выражение «однородная магма» подразумевает, что крупные образцы, взятые произвольно из начальной магмы, одинаковы как в смысле валового состава, так и физического состояния. Тем не менее, магма может быть неоднородна в малых полях. В частности это вызвано ее частично жидким, а частично твердым состояние до начала дифференциации.

Поведение водных растворов в лабораторных условиях позволяет предположить наличие различных механизмов, которые могут вызвать дифференциацию силикатных магм. Они были рассмотрены Боуэном с количественной точки зрения, и основные его выводы сводятся к следующему:

1. Внутри еще полностью жидкой магмы может возникнуть различие в составе вследствие опускания тяжелых ионов или кластеров под действием силы тяжести или вследствие миграции ионов в тех участках жидкой массы, где возникает температурный градиент. Этот механизм Боуэн отвергает, так как он не имеет важного значения вследствие чрезвычайно низкой скорости миграции ионов в вязкой магме, а также ввиду малой величины температурных градиентов даже в равновесном состоянии.

2. Возможно, что однородная жидкая магма при охлаждении распадается на две несмешивающиеся жидкие фракции. Однако существует весьма убедительное доказательство, полученное во время лабораторных опытов, а также наблюдений за поведением шлака в металлургических плавках и исследований структуры самих пород, что при температуре магмы силикатные расплавы, приближающиеся по составу к магматическим горным породам большинства (если не всех) известных видов, смешиваются во всех пропорциях. Механизм несмесимости также был отвергнут Боуэном и другими исследователями как непригодный для дифференциации. Возможным исключением является образование в основных лавах миндалин, выполненных минералами, богатыми железом и кремнеземом (зеленый халцедон, карбонаты).

3. Некоторые петрологии для объяснения дифференциации обращались к несколько неопределенному механизму «переноса в газовой фазе». Эта гипотеза предполагает присутствие газовой фазы, состоящей главным образом из летучих веществ (H2O, CO2 и т.д.), встречающихся в виде бесчисленных пузырьков, плавающих в жидкой магме. Они могут действовать как собиратели и переносчики слабо летучих составляющих магмы. Можно теоретически себе представить, что магма могла достигнуть некоторой критической точки, когда твердые кристаллические фазы пришли бы в соприкосновение с одной единственной жидкой (газообразной) фазой, возможно очень подвижной. Эта подвижная жидкость (газ) должна иметь такой же состав, как и жидкая магма. Трудно предположить, что такое разделение произойдет в глубинных условиях, по крайней мере, до тех пор, пока кристаллизация (а значит и дифференциация) развита незначительно. Однако вблизи поверхности Земли, то есть в типично вулканических условиях, например в магматических резервуарах, подающих материал в вулканический кратер, выделение магматического газа, может, конечно, происходить в большом количестве и способствовать процессу дифференциации.

4. Вероятно, гораздо большее значение, чем собственно газовый перенос, имеет механизм, при котором различие состава может возникнуть в жидкой магматической фазе под действием растворенной воды. Вода за счет диффузии будет распределяться в магме таким образом, чтобы ее химический потенциал оставался постоянным во всей магматической камере. С помощью этого механизма вода будет накапливаться в магматической камере в областях с наиболее низким давлением и температурой. Щелочи и некоторые металлы, так же как и вода, будут концентрироваться в областях наиболее низких давлений и температур. Однако таким способом можно только на качественном уровне объяснить, каким образом могут возникать местные концентрации «летучих» и щелочей под влияние градиентов температуры и давления в охлаждающейся магме, без переноса щелочей в дискретной газовой фазе.

5. При начале кристаллизации магмы в качестве возможных факторов дифференциации начнут действовать различные механизмы фракционной кристаллизации (то есть выделение последовательных кристаллических фракций из остаточного магматического расплава). На кристаллизационную дифференциацию почти всегда участвующую в дифференциации, отчетливо указывают минеральные ассоциации, наблюдающиеся в магматических горных породах. Огромное количество экспериментальных данных по кристаллизации таких соединений, как полевые шпаты, фельдшпатоиды, пироксены, оливин и кварц, из силикатных расплавов в управляемых условиях ясно показывает, что минералы, встречающиеся совместно в магматических горных породах, кристаллизуются при одних и тех же температурах (например, оливин-диопсид, оливин-лабрадор, ортоклаз-олигоклаз, фаялит-ортоклаз). Минералы же с резко различными областями кристаллизации (например, олигоклаз и оливин, ортоклаз и диопсид, мусковит и лабрадор) совместно не встречаются. Учитывая все это, кристаллизационную дифференциацию, вероятно, следует считать главным из участвующих в дифференциации факторов.

Кроме того, существуют процессы, действующие отдельно или в некоторой последовательности, способные привести к разделению магмы на составные части:

1. Осаждение кристаллов тяжелых минералов в менее плотной жидкости (гравитационная дифференциация). Этот процесс может быть эффективным, особенно на ранних стадиях, когда жидкая магма все еще преобладает и еще не слишком вязкая, чтобы мешать оседанию кристаллов. Существование слоев, богатых оливином и авгитом, в дифференцированных силах основного состава, может рассматриваться как доказательство эффективности осаждения кристаллов, Кроме того, лабораторными опытами доказана возможность осаждения кристаллов оливина и пироксена в жидкости, имеющей плотность базальтовой магмы. В крупных стратифицированных интрузиях основного состава (интрузивные комплексы Скергаард и Стиллуотер) наблюдается пластовая форма и структурные особенности сортировки, аналогичные структурам, возникающим в результате постепенного осаждения кластических осадков. Это не оставляет сомнения в том, что в формировании этих интрузий основную роль играл процесс накопления кристаллов, опускавшихся в жидкой магме. Здесь наблюдается отчетливая концентрация тяжелых минералов (оливин, пироксен и хромит) в нижних слоях. Тем не менее до сих пор еще не доказано, что высокая степень дифференциации этих интрузий полностью или хотя бы в большей своей части обусловлена простым гравитационным осаждением ранее образовавшихся тяжелых кристаллов.

2. Всплывание легких кристаллов (например, полевого шпата, лейцита) в тяжелой жидкости. Этот механизм был использован для объяснения присутствия анортозита (лабрадорит, анортозит) на верхних уровнях интрузий габбро. Это, вероятно, менее распространенный процесс, чем процесс осаждения тяжелых минералов, подобных оливину и авгиту.

3. Если на некоторой стадии эволюции магмы развивается газовая фаза, и если пузырьки газа всплывают кверху, то на концентрацию легких кристаллов вверху может, по-видимому, оказать влияние процесс флотации. Он заключается в том, что поднимающиеся пузырьки садятся на отдельные кристаллы и заставляют их всплывать кверху. Если к моменту кипения кристаллизация зашла достаточно далеко, то поднимающийся газ может выдуть остаточную жидкость кверху через промежутки между кристаллами. Этот механизм получил название «газовая промывка». Он объясняет взрывной выброс трахитов, отделившихся из оливиново-базальтовой магмы.

4. Когда кристаллизация магмы в глубинных условиях продвинулась достаточно далеко, кристаллы образуют непрерывную сетку, в порах которой сохраняется остаточная жидкость. Если вся масса сжимается при подвижках вмещающих пород, о остаточная жидкость выжимается с образованием отдельного от дифференцированной магмы тела. Если сетка кристаллов разрывается под действием растягивающих сил, то остаточная жидкость стремится заполнить образовавшиеся таким образом пустоты. Этот процесс называется «автоинтрузией». Одним из многочисленных примеров подобного процесса считается образование неправильного тела сиенита мощностью 18 м в дифференцированном силе основного состава на острове Шайант в Шотландии. Существуют примеры разламывания кварцитов и подобных им хрупких пород, что вызывает миграцию остаточной магмы в образованные таким образом полости.

5. Ранее образованные кристаллы тяжелых минералов (оливин, пироксены) могут концентрироваться в движущейся магме с помощью механизма, аналогичного отмучиванию. Этому должна благоприятствовать низкая вязкость жидкой фазы, и его эффекты следует искать в массе основных изверженных пород, содержащих большое количество воды (например потухший третичный вулкан в штате Орегон).

6. Природа жидкой фракции кристаллизующейся магмы в определенный момент зависит от природы материнской магмы, преобладающих температуры и давления, степени, до которой уже развилась фракционная кристаллизация, и характера равновесия между кристаллами и жидкостью. Многие минералы магматического происхождения, устойчивые при высоких температурах, становятся неустойчивыми на контакте с магматической жидкостью при более низких температурах. Равновесие обычно восстанавливается при реакции между жидкостью и кристаллами, причем образуется некоторая новая кристаллическая фаза. Это процесс обратный инконгруэнтному плавлению. В некоторых условиях охлаждения новая устойчивая фаза может образовывать каемку вокруг кристалла неустойчивой фазы, которая, таким образом, будет изолирована от жидкости. Вследствие того, что диффузия в ионном кристалле идет намного медленнее, чем в жидкости, скорость реакции сразу резко падает и становится бесконечно малой, по мере того как растет толщина защитной оболочки из устойчивой кристаллической фазы. Хорошо известные зональные кристаллы (например, плагиоклазы) и реакционные каемки минералов магматических пород показывают, что это обычное явление. Возникающая в этом случае неравновесность не может явиться причиной дифференциации, за исключением весьма малых областей вокруг отдельных зональных кристаллов, но она может сильно повлиять на состав остаточных жидкостей и горных пород, дифференциация которых происходила иначе, например при помощи «промывания газом». Таким образом, это явление можно считать одним из возможных способов дифференциации.

Процессы, перечисленные выше, в целом представляются достаточными для объяснения большинства магматических явлений, обычно приписываемых дифференциации. Это, однако, не означает, что дифференциация является основным или тем более необходимым фактором, обусловливающим разнообразие магматических пород.

3.2 Ассимиляция

Магма, внедряющаяся в какие-либо вмещающие породы, редко находится в химическом равновесии с ними, хотя она может быть в равновесии с одним или несколькими минералами, слагающими эти породы. Таким образом, во время внедрения должны происходить реакции между магмой и вмещающей породой. В ходе такой реакции состав магмы (в большинстве случаев силикатного расплава с взвешенными в нем кристаллами одной или нескольких твердых фаз) изменяется в результате поглощения вещества вмещающей породы. Этот процесс изменения состава магмы называют ассимиляцией. Механизм процесса ассимиляции в любом случае определяется следующими общими принципами, четко сформулированными Боуэном.

1. Для плавления большинства горных пород требуются большие количества тепла, в среднем около 100 кал/г. Эту теплоту должна доставить магма, вызывающая плавление. При этом по мере ассимиляции магма должна охлаждаться. Если первоначально магма имела температуру немного более высокую, чем температура начала кристаллизации, то плавление твердой породы приведет к соответствующей кристаллизации магмы. Далее магма может вызвать плавление только тех минералов, точка плавления которых ниже, чем температура магмы (например, базальт при 1200 єС не может расплавить кварцит, хотя он может реагировать с ним). Полная ассимиляция каких-либо веществ жидкой магмой требует, таким образом, чтобы магма вначале имела температуру не несколько сотен градусов выше температур ее кристаллизации (чтобы магма была «перегрета»). Это, очевидно, невозможно, если сама магма является продуктом либо частичного плавления, либо кристаллизационной дифференциации.

2. Допустим, что магма начала кристаллизоваться и что образующиеся кристаллы относятся к реакционному ряду (обычный случай для минералов магматических пород. Тогда жидкость оказывается сильно пересыщенной любым предшествующим членом в том же реакционном ряду (то есть минералом этого ряда, кристаллизующимся при более высокой температуре). Жидкость в таком случае не способна перевести этот член ряда в жидкое состояние. Если кристаллы этого высокотемпературного члена добавляются к магме, то равновесие устанавливается в результате реакции (ионный обмен между жидкостью и кристаллами), в ходе которой посторонняя фаза превращается в кристаллы той фазы, которой насыщена жидкость. Рассмотрим кристаллы лабрадора в контакте с гранитным расплавом, из которого уже выкристаллизовался олигоклаз. Эти плагиоклазы образуют реакционный ряд, содержание оксида натрия в котором повышается в сторону низкотемпературных разностей. Кристаллы лабрадора, следовательно, не могут ни раствориться ни расплавиться. Вместо этого происходит сложная реакция, в которой участвуют жидкость, взвешенные кристаллы олигоклаза и посторонние кристаллы лабрадора. Лабрадор при этом превращается в олигоклаз - фазу, которая находится в равновесии с расплавом. Если реакция протекает без потери тепла (адиабатически), то кристаллы олигоклаза, ранее присутствовавшие, несколько обогащаются известью по сере хода реакции.

3. Предположим теперь, что магма, уже содержащая кристаллы высокотемпературного члена реакционного ряда *например, оливина), приходит в соприкосновение с посторонними кристаллами низкотемпературного члена того же реакционного ряда (например, гиперстена). Равновесие здесь также нарушается вследствие взаимных реакций между различными твердыми фазами. В этом случае посторонняя кристаллическая фаза (гиперстен) растворяется (плавится) в жидкой фракции магмы, но для притока необходимой скрытой теплоты плавления и для поддержания равновесия в системе некоторое эквивалентное количество фазы, которой жидкость уже насыщена, а именно оливина, должна перейти в кристаллическое состояние. Ассимиляция, таким образом, может быть описана как сложный процесс взаимных реакций между магмой им вмещающей породой. Некоторые минералы, присутствующие во вмещающих породах, могут полностью или частично расплавиться и, таким образом, войти в жидкую фракцию магмы. Другие изменяются в результате реакции ионного обмена с теми кристаллическими фазами, которыми жидкость уже насыщена. Если некоторые минералы случайно оказываются совместимыми с внедряющейся магмой, то они сохраняются в ней неизмененными в том виде, в каком они выделяются из частично измененных и расплавленных вмещающих пород, а затем могут быть вынесены в реагирующую магму. Конечный продукт представляет собой контаминированную, частично закристаллизованную магму. Во многих случаях количество жидкости в такой контаминированной магме уменьшается по мере хода реакции. Когда при непрерывном охлаждении магма полностью кристаллизуется, она образует контаминированную изверженную породу, которая никогда не была полностью жидкой и которая сложена из материала, доставленного отчасти исходной магмой и отчасти вмещающими породами. В этом случае невозможно установить резкую границу между магматическим материалом и вмещающими породами.

По мере приближения к контакту с интрузией вмещающие породы становятся все более и более измененными в результате их химического обмена со смежными частями магмы. В конце концов, они приобретают состав, близкий или тождественный составу контаминированной изверженной породы, с которой они в конечном итоге сливаются.

3.3 Гибридизация магмы

Если переработка ксенолитов вмещающих пород магмой происходила не до конца, то такой процесс называется гибридизацией, а возникающие породы - гибридными. Процесс гибридизации приводит к образованию в участках, примыкающих к ксенолитам, «загрязненных» магматических пород, по составу существенно отличающихся от пород массива.

Минералы вмещающих пород, температура кристаллизации которых ниже температуры магмы, могут полностью или частично расплавиться и раствориться в магме. Другие минералы, имеющие более высокие температуры кристаллизации, оставаясь все время твердыми, будут в результате реакций ионного обмена метасоматически преобразовываться в минералы, равновесные с магмой. Если во вмещающих породах находятся такие же минералы, какие кристаллизуются из магмы, они сохранятся неизменными. В результате взаимодействия магмы с вмещающими породами происходит уравнивание состава между ними. Магма обогатится теми компонентами, которые входят в состав вмещающих пород, а последние - компонентами магмы. Когда при непрерывном охлаждении такая магма полностью раскристаллизуется, образуются гибридные породы, состоящие частью из исходной магмы и частью из материала вмещающих пород.

Наиболее характерными особенностями гибридных пород являются следующие.

1. Крайне неоднородная текстура пород. Вблизи краевых частей интрузивного массива присутствуют ксенолиты, а в направлении к центру массива, где ксенолиты более переработаны магмой, на их месте находятся неправильные участки пород, отличающиеся от окружающих по составу и структуре, что создает общую атакситовую текстуру.

2. Разнообразие и невыдержанность структур, как по размеру зерен, так и по происхождению. В гибридных породах наблюдается сочетание типичных магматических гипидиоморфнозернистых, а также кристаллобластовых и бластокластических структур, образующихся при раздроблении пород и цементации их мелкозернистым агрегатом новообразованных минералов.

3. Наблюдаются необычные реакционные взаимоотношения минералов (глазки кварца, окруженные зернами пироксена; нарастание каемок пироксена на кристаллах амфибола).

4. Необычные для магматических пород соотношения между фемическими и салическими минералами, которые быстро меняются на малых расстояниях (например, наличие в краевых частях массива шлиров гранитов, содержащих 20 и более процентов цветных минералов).

5. Наличие ксеногенных, чуждых данной породе минералов.

6. Повышенное содержание акцессорных минералов, богатых летучими компонентами (апатит, флюорит, ортит), которые способствуют поглощению компонентов вмещающих пород.

3.4 Смешение магм

Уже в 1851 г. Боуэн высказал предположение, что смешение двух различных материнских магм (базальтовой и риолитовой) может объяснить все возможные составы, наблюдающиеся в базальтовых лавах андезито-риолитового ряда в Исландии и в других местах. С развитием петрографии была доказана полная непригодность этой гипотезы для объяснения петрографических различий горных пород. Химические и минералогические составы горных пород, известные даже в какой-либо одной области оказываются при детальном исследовании слишком сложными, и их нельзя рассматривать как простые линейные соотношения, которые должны возникать в результате смешения каких-то двух конечных членов. Смешение магм теперь уже не рассматривается как основной фактор магматической эволюции.

Страницы: 1, 2, 3