Магма и магмоообразование

1. Магма и кристаллизация магматических расплавов

1.1 Общие понятия о магме

Существующие представления о строении и составе внутренних частей Земли базируются на данных сейсмологических измерений. Выделяется три основных оболочки Земли: земная кора, мантия и ядро. Граница между земной корой и мантией располагается на глубине от 6 до 40-60 км и называется поверхностью Мохоровичича (граница М) в честь югославского ученого, открывшего ее в 1909 г. Граница между мантией и ядром Земли открыта в 1914 г. Гуттенбергом (граница Г) и располагается на глубине 2900 км. Существуют также граница в мантии на глубине около 900 км, разделяющая вещество верхней и нижней мантии, и в ядре на глубине около 5100 км, отделяющая наружное и внутреннее ядро.

По современным представлениям мантия Земли соответствует составу каменных метеоритов, которые сложены оливином, никелистым железом, пироксенами, плагиоклазами и др. В пределах мантии существует слой пониженной вязкости (астеносфера), для которого характерно частично жидкое состояние. Мощность этого слоя под океанами составляет около 300 км, под складчатыми поясами - около 150 км, под платформами - около 70 км и под древними щитами он отсутствует. В пределах астеносферы температура превышает температуру плавления базальтов (1000-1500єС), а давление достигает 1-20 тыс. МПа. Раздел между мантией и земной корой (граница М) фиксируется переходом от существенно оливиновых пород к породам, в которых главную роль играют полевые шпаты.

В нижней части земной коры выделяется слой непостоянной мощности с плотностью около 2800-2900 кг/м³, соответствующий смеси пироксенов и основных плагиоклазов («базальтовый слой»). Название «базальтовый» условно, поскольку он сложен различными породами, в частности под континентами - метаморфическими породами. Мощность базальтового слоя под океанами составляет 2-3 км, а под континентами - 6-20 км. Выше его на континентах располагаются менее плотные породы (2600-2700 кг/м³), соответствующие кварцево-полевошпатовым породам (гранитам). Этот слой назван «гранитным», хотя значительная его часть сложена гнейсами и кристаллическими сланцами. Мощность гранитного слоя составляет 10-50 км. Верхнюю часть земной коры составляет слой осадочных пород (средняя плотность 2100 кг/м³). В зоне континентов он залегает на гранитном слое и имеет мощность 0-20 км. На океаническом блоке осадочный слой имеет мощность 0-3 км и залегает на базальтовом слое. Таким образом, в пределах континентов земная кора имеет трехчленное строение, а в зоне океанов - двухчленное. В областях переходных от континентов к океанам (островные дуги, окраинные и внутренние моря) земная кора характеризуется малой и невыдержанной мощностью гранитного слоя (кора переходного типа). Наибольшая мощность коры континентального типа (50-75 км) характерна для альпийских складчатых областей, а под древними платформами и докембрийскими щитами она минимальна (25-35 км).

В областях, переходных от материков к океанам, располагаются современные геосинклинальные системы. Они состоят из глубоководных желобов, островных дуг и геосинклинальных котловин, непосредственно прилегающих к континентальному шельфу. Островные дуги обращены выпуклостью в сторону океана. На их выпуклой стороне расположены глубоководные желоба, а на внутренней - зоны вулканизма. С островными дугами связана повышенная сейсмичность. При этом, чем дальше от островов вглубь континентов, тем глубже становятся очаги землетрясений, фиксирующие зоны активного глубинного разлома, падающего под континент (поверхность Беньофа).

Внешняя оболочка Земли, где зарождаются магмы и развиваются глубинные тектонические процессы, располагаются очаги землетрясений, осуществляются перемещения вещества, генерируются потоки флюидов, инициирующие процессы магматизма и метаморфизма называется тектоносферой. Наиболее жесткий слой верхней мантии до глубины около 70 км совместно с земной корой объединяется под названием «литосфера», которая расчленена на 10 литосферных плит, к границам которых прпурочены глобальные подвижные зоны с очагами землетрясений, положительными термическими аномалиями и вулканизмом (срединноокеанические хребты, тектонически активные островные дуги, континентальные рифтовые зоны и др.).

1.2 Природа магмы

Изверженные горные породы образуются в результате застывания горячего подвижного силикатного расплава, называемого магмой. Магма обычно считается расплавленным веществом горной породы. Для магм, изливающихся из вулканических жерл и называемых лавами, всегда характерно резкое преобладание сложной жидкой силикатной фазы. Тем не менее текущая магма обычно содержит взвешенные кристаллы и пузырьки газа. Это позволяет говорить о том, что лава - это физически сложная смесь нескольких фаз, и представлять ее себе как «расплавленную породу» значит прибегать к ничем не оправданному упрощению. Кроме того, имеются основания предполагать, что многие изверженные горные породы, затвердевшие раньше, чем они достигли земной поверхности, образовались из подвижного интрузивного материала, который был только частично жидким во время его внедрения. Сомнительно, например, чтобы некоторые гранитные интрузии были когда-нибудь совершенно, или в большей своей части жидкими. Однако такие породы условно классифицируются как изверженные на основании их интрузивных соотношений с окружающими породами. К тому же, как известно, не существует признаков, по которым можно было бы вполне уверенно доказать, был или не был родоначальный интрузивный материал хотя бы частично кристаллическим. Таким образом, мы вынуждены или сильно ограничить категорию несомненно изверженных пород, или расширить представление о магме. Последний путь более правильный. Поэтому термин «магма» мы будем использовать для обозначения всех встречающихся в природе подвижных изверженных материалов, которые в значительной части состоят из жидкой фазы, имеющей состав силикатного расплава. При этом исключаются такие материалы, как чистые сульфидные, фосфатные или карбонатные расплавы, для которых можно использовать специальный термин «Сульфидная магма» и т.д.

С физико-химической точки зрения магму следует рассматривать как многокомпонентную систему, состоящую из жидкой фазы или расплава и некоторого количества твердых фаз в виде взвешенных кристаллов оливина, пироксена, плагиоклаза и т.д. Иногда в ней может присутствовать также газовая фаза. Жидкая фаза представляет собой взаимный раствор всех компонентов. Этот раствор, вероятно, сильно отличается от обычных водных растворов ионизированных солей, в которых преобладают катионы Na⁺, Ca²⁺, и анионы (SO₄)^2- и Cl^- Силикаты являются наиболее важными компонентами изверженных пород. И химически эквивалентное им вещество составляет большую часть жидкой фазы в магме. Физическое состояние этих силикатов в расплаве достоверно не известно. Прочно связанные анионные группы [SiO₄], подобные структурным элементам силикатных минералов, вероятно, встречаются и в расплавленной магме совместно со свободными катионами Fe²⁺, Mg²⁺, Ca²⁺ и Na⁺. Эти структурные группы (кластеры) в жидкой фазе можно рассматривать как группы кремнекислородных и алюмокремнекислородных тетраэдров, связанных в сложные группы. Состав их приближается к составу анионных радикалов различных подклассов силикатов ([SiO₄], [Si₂O₆], [AlSi₃O₈]). Степень комплексности этих групп зависит от температуры и от состава магмы, так как добавка небольшого количества (ОН) или F вызывает распад крупных ионных групп, уменьшая тем самым вязкость расплава.

Судя по составу газов, извергаемых вулканами, газовая фаза магмы состоит в основном из воды и небольшого количества CO₂, HCl, HF, SO₂, H₂BO₃ и др. На глубинах, превышающих несколько сот метров, вода находится выше ее критического давления (табл. 1.1).

Вследствие этого вещество может быть непрерывно переведено либо повышением давления, либо повышением температуры, либо и тем и другим одновременно из состояния разреженного пара в состояние флюида с плотностью того же порядка, что и жидкость в обычных условиях.

1.3 Температура магм

Измеренные температуры лавовых потоков, в большинстве случаев, составляют от 900 до 1100єС. Это, в основном, относится к лавам с базальтовым и андезитовым составом. Наиболее высокие значения получены для базальтовых лав. Температура сильно закристаллизованной «роговообманковоандезитовой» лавы, изверженной из вулкана Сантиагуита в Гватемале, равна 725єС. Наиболее высокие температуры (1150 и 1350єС) были определены для насыщенных газом лав из газирующих куполов Гавайских островов. Внутри Земли магма, несомненно, сохраняется, по крайней мере, частично, в жидком состоянии при температурах гораздо более низких, чем температуры лав, текущих на поверхности. Зеленая роговая обманка и биотит - обычные минералы в богатых кремнеземом изверженных породах. Их структурные отношения с ассоциирующими минералами и стеклом показывают, что они кристаллизовались тогда, когда магма была еще жидкой. На воздухе зеленые роговые обманки при 750єС превращаются в бурые окисленные роговые обманки; кроме того, некоторые магматические биотиты разлагаются при 850єС. Мусковит, как минерал, присущий многим гранитам, не может кристаллизоваться при температурах, намного превышающих 700єС, даже при давлении воды в несколько тысяч бар. Экспериментальные исследования кристаллизации водосодержащих полевошпатовых расплавов показали, что расплавы, приближающиеся по составу к граниту, могут существовать при давлениях воды, сравнимых с глубинными, и при температурах ниже 700єС.

На основании экспериментальных данных и учитывая законы термодинамики, можно сделать вывод, что внутри земной коры температура базальтовой магмы обычно ниже 1000єС (вероятно, 800-900єС), а температура наиболее богатых кремнекислотой магм - 600-700єС. Наиболее вероятный интервал внутрикоровых магматических температур лежит в интервале 700-1100єС. Низкие температуры в этой области относятся к насыщенным водой гранитным магмам, более высокие - к пироксенандезитовым и базальтовым магмам.

1.4 Процесс охлаждения магмы

Магма, охлаждаясь в определенном интервале температур, подвергается действию физических и химических реакций, которые согласно принципу Лешателье должны быть экзотермическими (например, конденсация газа, кристаллизация из жидкости, химические реакции с выделением тепла).

Если магму рассматривать как закрытую систему, то есть если обмен материей между магмой и ее окружением отсутствует, то можно ожидать, что магмы различного состава могут несколько отличаться последовательностью кристаллизации, даже если физические условия тождественны. Одна и та же магма в различных физических условиях должна вести себя по-разному. Последовательность явлений, происходящих в магме, охлаждающейся под постоянным внешним давлением, иная, чем в магме, охлаждающейся при постоянном объеме.

Совершенно очевидно, что в большинстве случаев магма является открытой системой со многими переменными. Поэтому, не зная достаточно хорошо физических условий, господствующих в магме, нельзя предсказать ее поведение. Единственными достоверными данными о свойствах и поведении магмы являются сведения, которые дают химические, минералогические и структурные исследования пород при условии, что они будут точно интерпретированы.

Как бы ни было трудно судить о поведении магмы, все же можно установить различие между магмой, охлаждающейся на больших глубинах и магмой лавовых потоков, охлаждающейся на дневной поверхности. Эта разница обусловлена изменениями в равновесии, зависящими от разницы давлений в этих условиях и различиями в механизме охлаждения. На поверхности охлаждение идет сравнительно быстро, в результате чего кристаллизация может и не осуществиться, так как магма, затвердевая, перейдет в стеклообразное метастабильное состояние. Там же, где произойдет кристаллизация, некоторые реакции могут протекать не полностью. Оливин, например, только частично может превратиться в пироксен - минеральную фазу, устойчивую при более низкой температуре в присутствии избытка кремнезема.

Скорость охлаждения зависит не только от глубины, но также от размера и формы интрузивного тела. Малые тела со сравнительно большой поверхностью при данном объеме охлаждаются гораздо быстрее, чем крупные тела почти сферической формы. Фактически скорость охлаждения, по-видимому, почти всегда одна и та же независимо от того, охлаждается тело на глубине 100 или 1000 м. Типичные признаки быстро охлажденных масс можно найти в тонких пластинчатых телах, внедренных на значительной глубине, но они могут отсутствовать в мощных телах, внедрившихся в поверхностные толщи.

Большая разница между магмой, охлаждающейся на больших глубинах, находится в соответствии со свойствами летучих компонентов, главным образом воды. Растворимость воды в силикатных расплавах, по-видимому, в некоторых пределах возрастает с повышением давления, так как молекулярный объем водяного пара значительно больше при низком давлении, чем парциальный молекулярный объем воды в расплаве. Магмы, достигающие поверхности, могут вследствие этого потерять большую часть своих летучих компонентов.

Летучие компоненты играют весьма важную роль в двух смыслах. Во-первых, они имеют сравнительно низкие молекулярные веса, а их молекулярные доли в расплаве велики по сравнению с их концентрацией в весовых процентах. Например, молярная доля воды в шести процентном растворе воды в альбите составляет почти половину. Вследствие этого малые количества воды заметно изменяют химические потенциалы других компонентов в расплаве, вызывая значительное понижение точек плавления разных составляющих магму силикатов. Во-вторых, такие компоненты, как H₂O, F, Cl значительно понижают вязкость силикатных расплавов. Этот факт объясняется разрывом кислородных мостиков Si-O-Si, когда O замещается (OH) или F.

Быстрое снятие давления эквивалентно в отношении кристаллизации быстрому охлаждению.

Вязкость расплава хорошо иллюстрирует зависимость физических свойств магмы от состава и параметров окружающей среды. Вязкость силикатных расплавов очень быстро уменьшается с повышением температуры. Она, вероятно, возрастает с понижением давления при постоянной температуре. Вязкость также сильно зависит от содержания кремнезема в расплаве. Она значительно выше для богатых, чем для бедных кремнеземом магм. Кроме того, на вязкость, как уже отмечалось, влияет присутствие летучих компонентов, хотя экспериментально эта величина не определена. Следовательно, предсказать вязкость природной магмы невозможно. Резкие местные изменения вязкости иногда наблюдаются в кажущихся однородными лавах, излившихся одновременно из одних и тех же вулканов.

2. Родоначальные магмы

Природные ассоциации магматических пород, закономерно возникающие в подобных геологических условиях, указывают на то, что разные породы, входящие в состав одной ассоциации, имеют общее происхождение, образуются из одной родоначальной магмы. Представление о том, что каждая порода образовалась из особой первичной магмы, устарело. Установлено, что многие магмы являются производными от весьма незначительного количества родоначальных магм. Главный признак родоначальной магмы - многократное появление ее на протяжении геологической истории в больших объемах на больших участках земной коры. Кроме того, очевидно, что породы, соответствующие по составу родоначальной магме должны преобладать. Так и есть в действительности. Базальты и граниты - самые распространенные магматические породы Земли.

Существует несколько представлений о числе родоначальных магм. По мнению Н. Боуэна существует одна родоначальная магма базальтового состава, что, по его мнению, подтверждается следующим.

1. Излияние базальтовой магмы, мало изменяющейся по составу, повторялось во все геологические периоды в геосинклинальных и платформенных обстановках, а также на океаническом блоке. Следовательно, базальтовая магма имеет всеобщее развитие.

2. Базальты и пироксеновые андезиты - самые распространенные эффузивные породы, среди интрузивных пород преобладают граниты. Можно предположить, что базальты, как быстро затвердевшие эффузивные породы являются продуктом первичной недифференцированной магмы, а интрузивные граниты, кристаллизовавшиеся медленно, могли получиться в результате дифференциации базальтовой магмы.

3. Некоторые долериты и диабазы содержат кварц и калиевый полевой шпат, как последний продукт кристаллизации базальтовой магмы. А значит процесс дифференциации базальтовой магмы может привести к образованию кислого расплава, который после отделения может раскристаллизоваться в виде гранитоидов.

Ф.Ю. Левинсон-Лессинг считал, что существует базальтовая и гранитная родоначальные магмы и приводил следующие аргументы.

1. Граниты и базальты по своей распространенности на Земле намного превосходят все остальные магматические породы.

2. Наличие двух магм соответствует представлению о разделении земной коры на более легкую верхнюю оболочку, богатую кремнием, алюминием и щелочными металлами и тяжелую нижнюю оболочку, богатую магнием и железом.

3. Невозможность образования громадных масс гранитов за счет дифференциации базальтовой магмы. По мнению Ф.Ю. Левинсона-Лессинга, конечным продуктом кристаллизационной дифференциации базальтовой магмы должен быть не гранит, а сиенит, состоящий на 50% из альбита, на 26% из анортита и на 24% из диопсида. При этом количество сиенита не может превышать 10% общего объема базальтовой магмы.

4. В ходе дифференциации базальтовой магмы вместе с гранитами должны были бы образовываться ультраосновные породы, которых, как известно, значительно меньше, чем гранитоидов.

По мнению А. Холмса, существует три родоначальных магмы: базальтовая, гранитная и перидотитовая. Это представление основано на следующем.

1. В геосинклинальных зонах присутствуют протяженные пояса ультраосновных пород, развивающихся независимо от распространения интрузиивных пород основного состава.

2. В химическом составе ультраосновных пород различного происхождения имеются характерные особенности. В перидотитах, возникших из родоначальной ультраосновной магмы, отношение количества магния к железу всегда больше 6, а в перидотитах, которые являются производными базальтовой магмы это отношение составляет 3,5-7,5. Кроме того, перидотиты первого типа содержат примесь меди, не содержат титан, имеют незначительную примесь алюминия и очень малое количество щелочных металлов, особенно калия.

3. Существование таких эффузивных ультраосновных пород как коматиты, меймечиты и кимберлиты подтверждает наличие застывшей магмы ультраосновного состава.

Кроме того, существует тенденция приписывать первичное происхождение некоторым другим магмам (например, анортозитовой). Это связано с тем, что трудно объяснить происхождение соответствующих пород в результате эволюции базальтовой, гранитной и перидотитовой магм.

2.1 Природа и происхождение ультраосновной магмы

При анализе минерального состава и выше описанных полевых данных могут возникнуть некоторые сомнения по следующим вопросам, связанным с генезисом перидотитов и серпентинитов альпийского типа.

1. За исключением «холодных интрузий» серпентинитов, формирование ультрамафических тел сопровождалось внедрением высокомагнезиальной ультраосновной магмы вдоль стратиграфически или структурно ослабленных поверхностей во вмещающих породах.

2. Конечным продуктом отвердевания внедрившейся магмы в ряде случаев (в том числе и в случае некоторых наиболее крупных из известных ультрамафических тел) являлись дуниты или дунит-гарцбкргиты. Весьма вероятно, что все серпентинитовые тела альпийской ассоциации на соответствующей стадии своего развития состояли главным образом из кристаллического оливина и пироксена (особенно энстатита) в качестве второй, но нередко подчиненной по количеству составной части.

3. Температура на контакте даже для крупных тел, слабо затронутых серпентинизацией, соответствуют нижним ступеням метаморфизма и были, видимо, не выше, а ниже 500єС.

Этот вывод, основанный на данных, полученных при изучении метаморфизма вмещающих пород, вероятно, противоречит любой гипотезе, предполагающей внедрение нацело или частично жидкой магмы. В лабораторных условиях магнезиальный оливин такого типа, который встречается в дунитах, начинает плавиться при температуре около 1600єС и полностью расплавляется только при 1800єС. Даже допуская возможное понижение температуры на несколько сотен градусов в присутствии воды и избыточной кремнекислоты. Мы вынуждены прийти к заключению, что перидотитовый расплав может существовать только при очень высоких температурах. Однако породы, вмещающие альпийские перидотитовые интрузии, даже при тщательном их изучении не обнаруживают каких-либо признаков, указывающих на существование хотя бы близких температур. На этом основании классическая гипотеза Фогта, согласно которой перидотитовые расплавы развиваются в результате переплавления оливиновых кристаллов, накапливающихся под воздействием силы тяжести на ранних стадиях кристаллизации базальтовой магмы, отбрасывается. Дополнительным фактом, подтверждающим предположение, согласно которому перидотитовый расплав никогда не возникает во внешней (наружной) оболочке земной коры, является почти полное отсутствие лав соответствующего состава.

Несмотря на веские доказательства, указывающие на невозможность существования перидотитового расплава, некоторые соотношения, наблюдаемые в поле, на первый взгляд трудно совместить с этой гипотезой. В частности, Хесс указывал, что иногда встречаются породы, которые могут быть интерпретированы как тонкозернистые закаленные краевые фации дунитовых интрузий. Кроме того, он отмечал существование узких разветвляющихся даек перидотитов, сложенных свежими недеформированными сросшимися кристаллами оливина.

Другие авторы упоминают об узких трубках дунитов, пересекающих, и, по-видимому, внедренных в пироксениты, тогда как многочисленные отмеченные примеры энстатитовых пироксенитов, секущих перидотиты, наводят на мысль о возможности существования чистых энстатитовых магм в виде подвижных расплавов. Хесс для объяснения возникающих затруднений высказал предположение, что первичная магма перидотитов и серпентинитов представляла собой насыщенный водой ультрамафический расплав, приближающийся по составу к серпентинитам. Он предположил также, что эта магма образуется при дифференциальном плавлении перидотитового субстрата под действием локального давления очень большого утолщающегося участка перекрывающей гранитной коры в тех местах, где она была смята в складки под действием орогенических сил. Эта гипотеза должна объяснить многочисленные наблюдающиеся факты, а именно: а) отсутствие высокотемпературного метаморфизма в контактах перидотитовых; б) отсутствие перидотитовых лав (объясняется предположением, что перидотитовые магмы сохраняют высокое содержание воды только при высоких давлениях); в) связь перидотитовых поясов с зонами отрицательных аномалий силы тяжести (гранитная оболочка увеличена) в активных орогенических зонах, таких как островные дуги Индонезии и Карибского моря. Однако гипотеза основывается на предположении, что водные ультрамафические расплавы могут быть образованы и способны существовать в пределах значительного отрезка температур, слишком низких, чтобы могло произойти значительное плавление прогнувшейся книзу гранитной массы.

Под влиянием гипотезы Хесса Боуэн и Таттл провели в лабораторных условиях изучение системы MgO-SiO₂-H₂O при температурах 900єС и давлениях, соответствующих глубине 7 км. В этих условиях и даже при 1000єС и давлении в два раза меньшем жидкой фазы не наблюдалось. По словам Боуэна ти Таттла: «Нет никаких данных, что вообще может существовать какая-либо магма, которую можно было бы назвать серпентиновой и, конечно, ее существование невозможно ниже 1000єС. Серпентиновая магма гипотезы Хесса должна быть отвергнута как не соответствующая экспериментальным данным».

Боуэн предложил следующий механизм образования перидотитовых интрузий, который в настоящее время считается одним из наиболее вероятных. Согласно Боуэну, перидотитовые «магмы» ко времени внедрения состояли в основном из кристаллов оливина. Гравитационное оседание оливина, отделяющегося от базальтовой магмы, - хорошо установленный механизм, посредством которого могут образовываться «магмы» подобного типа. Был ли оливин настолько подвижным, чтобы внедриться в глубинных условиях? По мнению Боуэна, необходимая степень мобильности была обусловлена эффектом смазки, вызванным небольшим количеством межгранулярного магматического расплава или даже водяного пара. Для дунитов и перидотитов, как правило, характерна структура, которая могла возникнуть в результате деформаций и течения по существу кристаллической массы: волнистое погасание оливина, а для многих пород полосчатая или даже типично милонитовая текстура. Эти особенности говорят о том, что оливин представляет собой минерал, чувствительный к пластическим деформациям под воздействием глубинных условий, и что перидотиты альпийского типа обычно подвергались пластическим деформациям после отвердевания. Лабораторные исследования в условиях температуры и давления, соответствующих глубине около 18 км, подтверждают это предположение. Если, кроме того, предположить, что медленно двигающаяся кристаллическая перидотитовая масса поглощает воду, особенно на периферии, из окружающих насыщенных водой осадочных пород и вследствие этого претерпевает частичную серпентинизацию, то, вероятно, можно говорить о том, что в результате этого процесса возрастает подвижность интрузивного тела.

Против гипотезы Боуэна может быть выдвинут следующий аргумент: если альпийские перидотиты представляют собой кристаллическую фракцию, образовавшуюся в результате дифференциации базальтовой магмы, они должны сопровождаться другими, более богатыми кремнеземом породами. Представляющими собой дополнительный жидкий дифференциат. В действительности такие сопутствующие породы, как правило, или отсутствуют, или их очень мало. Но в большинстве магматических провинций мира внедрению ультрамафических тел предшествовало излияние больших объемов основных магм (спилиты и другие основные породы). Можно предположить, что спилиты, обычно бедные оливином, представляют собой тот самый дифференциат.

Боуэн и Таттл объясняют также и происхождение энстатит-пироксенитовых жил, секущих дуниты и тонких жил в пироксенитах. Водяной пар, насыщенный SiO₂ и проникающий по трещинам в дуните при температуре выше 650єС, может превратить породу стенок трещины в энстатитовый пироксенит. Ветвящаяся форма и небольшая мощность таких жил, а также значительные размеры энстатитовых кристаллов подтверждают подобный способ происхождения. Возможна и обратная картина, когда пироксениты под влиянием водяного пара, недосыщенного SiO₂, при таких же температурах могут быть местами превращены в дуниты.

Многие ультрамафические интрузии альпийского типа представляют собой серпентиниты. Нет сомнения в том, что серпентин образован из оливина и пироксена (энстатита), так как известны многочисленные примеры перехода от перидотитов к серпентинитам, а во многих серпентинитах имеются реликтовые зерна неизмененного оливина или пироксена или же присутствуют псевдоморфозы серпентина по одному из этих минералов. Существуют многочисленные полевые, химические и петрографические данные, которые должна объяснять теория серпентинизации. Вот некоторые из них.

1. Многие ультрамафические интрузивные породы состоят частично из перидотитов, а частично из серпентинитов. Совершенно ясно, что в подобных телах распространение серпентинита не связано с близостью к земной поверхности или уровнем грунтовых вод. Эти условия хорошо наблюдаются в некоторых крупных перидотитовых поясах на юге Новой Зеландии, где в ряде мест вдоль горных гребней на высоте от 200 до 1800 м выходят свежие дуниты, в то время как в других местах глубокие послеледниковые каньоны на глубине 1 км пересекают именно серпентиниты. Таким образом, совершенно ясно, что серпентинизация перидотитов представляет собой процесс, не связанный с выветриванием и родственными гипергенными явлениями.

2. В отношении того, как связать распространение серпентинитов с формой интрузивного тела, мнения разделяются. Одни считают, что серпентинизация в большинстве случаев либо равномерно распространена во всем ультраосновном теле, либо характеризуется случайным распределением, не связанным с границами тела. Однако в немногих случаях серпентинизация возрастает по направлению от центральной части (ядра) ультраосновного тела. По мнению других исследователей, периферическая серпентинизация перидотитов представляет собой более важное явление. В общем, пространственная связь серпентинитов с перидотитами может быть, по-видимому, в равной степени объяснена двумя различными способами серпентинизации, предусматривающими соответственно воздействие внутренних (то есть магматических) или внешних вод.

Серпентинизация оливина, во всяком случае, в начальной стадии, очень часто проявляется во многих вулканогенных и плутонических породах, включая базальты, пикриты и перидотиты стратифицированных лополитов. В этих случаях процесс, по-видимому, совершается в основном под действием позднемагматических водных растворов, действующих на все еще нагретую породу. Конечно, серпентинизация магнезиальных оливинов метаморфических пород должна происходить при температурах, не превышающих нескольких сотен градусов. Аналогично серпентинизация перидотитовых тел альпийского типа может быть обусловлена воздействием водных растворов на умеренно нагретые кристаллические перидотитовые тела во время или после внедрения.

Экспериментальные работы Боуэна и Таттла подтверждают это основное положение. Они показали, что содержащий воду магнезиальный оливиновый расплав, охлажденный до 1000єС, будет представлять собой скопление оливиновых кристаллов, промежутки между которыми будут заполнены парами воды. Эта масса будет охлаждаться без каких-либо химических изменений до температуры около 400єС, когда оливин начнет замещаться серпентином и бруситом, причем это замещение будет продолжаться до тех пор, пока будет существовать свободная вода. Температура, при которой может начаться серпентинизация, заметно ниже в том случае, когда оливин содержит железо, и в случае богатого железом оливина температура, возможно, настолько низка, что серпентинизация этого минерала в глубинных условиях, по-видимому, невозможна. Серпентинит может образоваться при 500єС либо путем воздействия чистой воды на оливиново-энстатитовые смеси, либо из одного оливина, если водный раствор обогащен СО₂ и, таким образом, способен удалить оксид магния из системы. Выше температуры 500єС оливин нельзя превратить в серпентинит. В присутствии водных растворов, способных привносить SiO₂ или выносить MgO, оливин при высоких температурах испытывает другие изменения:

1) между 500 и 625єС - оливин>тальк;

2) между 625 и 800єС - оливин>энстатит>тальк;

3) выше 800єС - оливин>энстатит.

Прежде чем пересмотреть различные гипотезы серпентинизации в свете этих данных, следует рассмотреть предполагаемые объемные взаимоотношения. Серпентинизация оливина при простой добавке воды, SiO₂ и CO₂ без выноса оксида магния должна вызвать значительное увеличение объема, как это иллюстрируется классическими уравнениями:

2Mg₂SiO₄ + H₂O + CO₂ > H4Mg3Si₂O₉ + MgCO₃

оливин привнос серпентин магнезит

280 г, 88 см³ 276 г, 110 см³ 84 г, 28 см³

и

3Mg₂SiO₄ + 4H₂O + SiO₂ > 2H₄Mg₃Si₂O₉

оливин привнос серпентин

420 г, 131 см³ 552 г, 220 см ³.

Однако наблюдаемые под микроскопом структуры и полевые взаимоотношения недеформированных серпентинитов ясно показывают, что серпентинизация обычно сопровождается очень небольшим увеличением объема или же увеличение объема не происходит совершенно. Поэтому вышеприведенные уравнения не могут отражать истинный ход серпентинизации дунитов. Более вероятна реакция, в которой оливин замещается таким же объемом серпентинита, а избыток MgO и SiO₂ выносится в раствор. Это приближенно может быть выражено следующим уравнением:

5Mg₂SiO₄ + 4H₂O > 2H₄Mg₃Si₂O₉ + 4MgO + SiO₂

оливин привнос серпентин выносится в растворе

700 г, 219 см³ 72 г 552 г, 220 см³ 160 г 160 г.

Чтобы такая реакция произошла, суммарная концентрация MgO SiO₂ в водном растворе, который удаляется из системы, не должна превышать некоторого предельного объема. Поэтому большое количество воды останется свободным. Так, если 700 г. оливина будет превращено в серпентин в результате химического воздействия равного веса воды, то 72 г. воды должны остаться в серпентините, а остающиеся 628 г. должны вынести из системы 160 г. MgO и 60 г. SiO₂. Кроме того, если из ультрамафической породы при температурах 200 или 300єС будут непрерывно удаляться растворы, настолько обогащенные оксидами магния и кремния, то должен произойти магнезиальный метасоматоз окружающих пород. Подобные явления отмечаются редко, хотя известны многочисленные примеры региональной силификации в серпентинитовых поясах. Таким образом, неизбежно напрашивается вывод, что серпентинизация перидотитов путем равнообъемного замещения требует больших количеств свободной воды. Хесс, выдвинувший гипотезу «серпентинитовой магмы», избежал этого затруднения. Он предположил, что в начале происходит предварительная кристаллизация оливина, а затем уже последующая реакция между оливином и почти равным объемом остаточного водного кремнекислого раствора с образованием серпентинита:

3Mg₂SiO₄ + H₄SiO₄ + 2H₂O > 2H₄Mg₃Si₂O₉

оливин 61 см³ ± 36 см³ ± серпентин

131 см³ 220 см³.

Однако, как уже отмечалось, гипотеза Хесса должна быть отвергнута как несовместимая с имеющимися экспериментальными данными.

Учитывая все вышеизложенное о процессе серпентинизации, а также различные представления о природе и происхождении перидотитовой магмы, правомерно существование двух альтернативных гипотез.

1. Перидотитовые магмы представляют собой водные магнезиальные расплавы, возможно приближающиеся по составу к серпентиниту. Серпентинизация является либо позднемагматическим, либо вторичным (автометасоматическим) процессом - реакцией между еще нагретым оливином и водными расплавами или растворами, образовавшимися из кристаллизующейся магмы. Этой точки зрения придерживались Лодочников, Хесс и др. Однако она выглядит совершенно несостоятельной в свете экспериментальных данных, полученных Боуэном и Таттлом.

2. Перидотитовые «магмы» состоят в основном из оливиновых и пироксеновых кристаллов, промежутки между которыми заполнены магматической жидкостью или парами воды. Серпентинизация почти соответствует равнообъемному замещению и происходит, по-видимому, при температурах от 200 до 400єС. Необходимая для этой реакции вода, вместе с растворенными в ней SiO₂ и СО₂, может быть получена из различных источников:

А. В случае слабой серпентинизации небольшое количество участвующей в реакции воды может иметь магматическое происхождение и серпентинизация может представлять собой автометасоматический процесс. На этом способе образования особенно настаивал Бенсон, и он широко поддерживался многими авторами как хорошо объясняющий серпентинизацию. Однако Боуэн и Таттл показали, что автометасоматоз перидотитов должен скорее вызвать сложную серию замещений, как-то: превращение энстатита в тальк при высокой температуре и изменение оливина в серпентин и брусит при температурах ниже 400єС. То, что и оливин и энстатит очень широко замещаются серпентином (при этом энстатит более устойчив), свидетельствует о том, что автометасоматоз встречается гораздо реже, чем это представлялось до сих пор. Там, где тальк образует псевдоморфозы по энстатиту, автометасоматоз более вероятен.

Б. Серпентинизация, в некоторых случаях, может быть обусловлена действием внешней посторонней магматической воды, поступившей, например, из близрасположенных интрузивных гранитов. Однако известны многочисленные случаи (например, серпентиниты Калифорнии и крупные тела перидотитовых серпентинитов юга Новой Зеландии), когда граниты, более молодые, чем ультрамафические интрузии, не были источником магматической воды.

В. Главная масса большого количества воды (и растворенных СО₂, SiO₂ и др.), необходимого для полной серпентинизации крупных ультрамафических тел, могла быть получена из окружающих, насыщенных водой геосинклинальных осадков или из газов и растворов, двигающихся в стороны и кверху от сходных пород, испытывающих на глубине, ниже ультрамафических тел, уплотнение, цементацию и метаморфизм, либо даже из двигающегося кверху потока ювенильной воды, не связанного ни с каким магматическим источником. Ультрамафические интрузии, медленно внедряющиеся вдоль зон главных дислокаций в геосинклинальных толщах, должны быть легко доступны для таких растворов, двигающихся кверху вдоль тех же ослабленных зон. Растворы сходного происхождения могут играть значительную роль при превращении базальтовых пород в спилиты при натриевом метасоматозе, а также при образовании глаукофановых сланцев. Возможно, в этой связи важно учесть относительно высокое содержание хлора и бора в некоторых серпентинитах, а также отмечаемую способность турмалина, аксинита и других борсодержащих минералов образовывать обогащенные участки в серпентинитовых породах. Хлор и бор присутствуют в малых количествах в несерпентинизированных перидотитах, но их довольно много в морской воде.

В настоящее время в качестве рабочей гипотезы можно принять двойственную концепцию внедрения перидотитовой «магмы» в значительной степени в кристаллическом состоянии с одновременной или последующей серпентинизацией слагающих ее минералов (оливина и энстатита) в результате воздействия водных растворов или паров, происходящих или из окружающих геосинклинальных осадков или из интрузивных тел кислой магмы. Однако эта гипотеза, подобно любой другой гипотезе, может быть подвергнута различным изменениям и уточнениям и даже может быть совсем отброшена, если она окажется несовместимой с фактами, еще не известными в настоящее время.

Экспериментальные данные Б. Майсена и А. Бёттчера (1979) свидетельствуют о значительно более низких температурах образования ультраосновных водонасыщенных расплавов, чем это предполагалось ранее. Эти температуры (около 1300єС) при высоком геотермическом градиенте и высоких содержаниях H₂O в слабо дифференцированной мантии на ранних стадиях развития Земли были вполне достижимы при генерации ультраосновных магм, служивших источниками коматитовых лав (некоторые коматиты содержат 10 вес. % воды). При добавлении CO₂ в систему перидотит-вода происходит снижение температуры плавления. В интервале давлений 15-30 кбар смещение составляет около 20єС.

Вероятно, различное положение границ плавления перидотита в зависимости от состава флюида, а также химизма исходного вещества может объяснить различную глубину положения зоны зарождения мантийных расплавов. Кроме того, было установлено, что граница появления граната, в значительной степени зависящая от состава перидотитов, растянута на значительный интервал (примерно 10 кбар). Это позволяет предполагать горизонтальную минералогическую неоднородность и различия плотности в мантии.

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.