24972 (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 (1000–1500ºС), 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 1100ºС. 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 725ºС. Наиболее высокие температуры (1150 и 1350ºС) 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 750ºС превращаются в бурые окисленные роговые обманки; кроме того, некоторые магматические биотиты разлагаются при 850ºС. Мусковит, как минерал, присущий многим гранитам, не может кристаллизоваться при температурах, намного превышающих 700ºС, 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 700ºС.

На основании экспериментальных данных и учитывая законы термодинамики, можно сделать вывод, что внутри земной коры температура базальтовой магмы обычно ниже 1000ºС (вероятно, 800–900ºС), а температура наиболее богатых кремнекислотой магм – 600–700ºС. Наиболее вероятный интервал внутрикоровых магматических температур лежит в интервале 700–1100ºС. 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.