Общая-геохимия.-Иркутск-2019 (1) (856215), страница 26
Текст из файла (страница 26)
Происходит быстрый подъём горячего пластичного мантийного вещества в область более низких из области высоких давлений. Без существенного изменения температуры происходит снижение давления, что приводит к началу плавления. Примеромявляются базальты срединно-океанических хребтов (1 на рис. 63).1452. Нагревание глубинного вещества выше температуры плавления, т. е.
выше температуры солидуса. Процесс плавления возможен за счёт привноса тепла горячих магм и сопровождающего ихс более глубоких горизонтов потока флюидов. Источником тепламожет быть горячая точка (внутренний район континентальнойплиты продолжительного вулканизма с расплавами глубокого мантийного происхождения) или мантийный плюм (горячий мантийный поток, двигающийся от основания мантии у ядра Земли независимо от конвективных течений в мантии).
Пример: траппы, рифты, базальты океанических островов (2, 6, 7 на рис. 63).3. Плавление, вызванное привносом флюида H2O, связано сдегидратацией гидроксилсодержащих минералов, имеющихся вгорных породах. Если в глубинном веществе имеется вода, то температура плавления силикатного вещества понижается на десятки исотни градусов (рис.
63). За счёт появления в системе свободнойводы начинается плавление. Чем больше давление, тем больше воды может раствориться в силикатном расплаве. Если в магматическом источнике глубинного вещества имеются гидроксилсодержащие минералы, то при нагревании они разлагаются, происходитвыделение воды, которая растворяется в возникающем магматическом расплаве. Примером минералов такого рода являются слюды,которые при нагревании выделяют до 4 мас.% воды. Например: базальты островных дуг (3, 4, 5 на рис. 63).
В отличие от «сухих» систем, не содержащих воды, насыщенные водой магматические расплавы характеризуются не положительным, а отрицательнымнаклоном линии солидуса в рТ-координатах (рис. 64).Рис. 63. Основные геотектонические обстановки:1 – срединно-океанические хребты; 2 – континентальный рифт; 3 – островные дуги;4 – активные континентальные окраины; 5 – задуговые бассейны; 6 – океаническиеострова; 7 – внутриплитный магматизм [IUGS, 1976] 146Рис. 64. Диаграмма зависимости температуры и давлениядля «мокрых» и «сухих» расплавовВ отличие от «сухих» систем, не содержащих воду, насыщенные водой магматическиерасплавы характеризуются не положительным, а отрицательным наклоном линии солидуса.Нередко при зарождении расплавов наблюдается последовательное проявление рассмотренных механизмов плавления, например: подъём астеносферного вещества в область пониженного давления приводит к началу его плавления; образовавшаяся магмавнедряется в литосферную мантию и нижнюю кору, приводя к частичному плавлению слагающих их пород; подъём расплавов в менее глубинные зоны коры, где присутствуют гидроксилсодержащиеминералы (слюды, амфиболы), приводит, в свою очередь, к плавлению пород при выделении воды.Частичное плавлениеГоворя о механизмах зарождения расплавов необходимо отметить, что всегда происходит лишь частичное плавление субстрата пород, а не полное (рис.
65). Так, например, базальтовый расплавобразуется в результате процесса частичного плавления ультраосновного вещества мантии. Очаг плавления, возникающий при этом,представляет собой твёрдую породу, которая пронизана заполненными расплавом капиллярами. Дальнейшее развитие очага плавления связано с выжиманием этого расплава или с увеличением его147объёма, приводящего к образованию магмы, насыщенной тугоплавкими кристаллами, т. е.
«магматической каши». При достижении30–40 объёмных % расплава эта смесь приобретает свойства жидкости и выжимается в область более низких давлений.Рис. 65. Диаграмма TiO2-Al2O3 для лерцолитов, гарцбургитов,дунитов и толеитовых базальтов [Brown & Mussett, 1993]Лерцолиты имеют промежуточный состав между дунитами, гарцбургитами и толитовымибазальтами. В результате частичного плавления перидотитов на глубинах менее 100 км могутобразоваться толеитовые базальты и гарцбургитовый тугоплавкий остаток. При высокой степеничастичного плавления лерцолитов образуются толеитовые магмы и дунитовый тугоплавкий остатокЕсли этот расплав по каким-то причинам не имеет возможности отделиться от рестита (остатка), он с течением времени можетзакристаллизоваться insitu. В результате этого формируется микроили мелкомасштабная неоднородность мантии, так как рестит идифференциат имеют разные соотношения родительких и дочернихизотопов.
Процесс повторного плавления такого «пудингового»субстрата может дать целую серию изотопно различных расплавов.Подвижность магмы определяется вязкостью, которая зависитот ее химического состава и температуры. Максимальная вязкостьсвойственна магмам, которые образовались за счёт плавления вещества верхней континентальной коры при дегидратации минералов: они возникают при температуре 700–600 °С с максимальнойнасыщенностью кремнезёмом. Минимальной вязкостью обладают148глубинные мантийные магмы, которые возникают при температуре1600–1800 °С с низким содержанием кремнезёма (SiO2).
При сравнительно низкой вязкости расплав выжимается из межзерновых пори фильтруется вверх. Скорость процесса составляет от несколькихсантиметров до нескольких метров в год. При попадании значительных объёмов магмы в трещины и разломы скорость подъёмарасплавов увеличивается на несколько порядков. Так, согласно расчётам, скорость подъёма некоторых ультраосновных магм (кимберлиты, лампроиты, коматииты) достигала 1–10 м/с.7.1.9. Строение, состав и зональность земной корыЗемная кора – внешняя твёрдая оболочка Земли, расположенная выше сейсмической границы Мохоровичича, на которой происходит резкое увеличение скоростей сейсмических волн от 7,6 км/с(продольные волны) и от 3,7 до 4,7 км/с (поперечные волны), чтосоответствует такому же скачкообразному росту плотности пород[Рингвуд, 1981].
В состав земной коры входят все известные химические элементы, преобладают О, Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K. На О иSi приходится около 76 % ее массы (рис. 66). Водород, титан, углерод и хлор составляют 0,64 % массы земной коры. Согласно классической точке зрения, первичная земная кора сформироваласьвследствие процессов магматической дифференциации [Condie,1989; Taylor, 1989; Rudnik, 2003]. Данные процессы сопровождаются плавлением, флюидизацией и дегазацией глубинного вещества,оказывая существенное влияние на перераспределение массы внутри континентальной коры на всем протяжении геологической истории [Корообразующие магматические процессы … , 1999; Rudnik,2003].
В настоящее время наиболее обоснованным считается прирост континентальной коры за счет деплетированной мантии океанической коры, которая в зонах конвергентного взаимодействияплит формирует кору переходного типа островных дуг, а последняяпосле ряда структурно-вещественных преобразований превращаетсяв континентальную земную кору [Сорохтин, Ушаков, 1991; Корообразующие магматические процессы … , 1999; Ромашов, 2003].Наряду с воздействием эндогенных процессов (магматизм, флюидизация, дегазация и т.
д.) формирование земной коры также зависит иот экзогенных (физическое и химическое выветривание, разрушение, разложение пород, интенсивное терригенное осадконакопление)149факторов. Большое значение при этом имеет изотопная систематикамагматических пород, поскольку именно магматизм несет в себеинформацию о геологическом времени и вещественной спецификеповерхностных тектонических и глубинных мантийных процессов,ответственных за формирование океанов и континентов, и отражаетважнейшие особенности процессов превращения глубинного вещества Земли в земную кору [Тектоника Северной Евразии, 1980].
Посравнению с мантией земная кора сильно обогащена Na, K, H, умеренно обогащена Al, Ca, слабо обогащена Si, Fe и сильно обедненаMg [Бахтин, 2009]. В ряде моделей средний химический составземной коры отвечает андезиту [Taylor, 1967]. Существует также«базальт-андезит-дацитовая» модель среднего химического составакорообразующих вулканических пород [Ярошевский, 1985; Ронов,Ярошевский, Мигдисов, 1990].Рис.
66. Химический состав земной коры(по: [Вронский, Войткевич, 1997])Таким образом, земная кора имеет «сиалический» состав(SiAl), т. е. в пересчёте на окислы, она в основном состоит из SiO2 иAl2O3. Мантия же в отличие от земной коры обогащена магнием ижелезом. Приведённые выше данные отражают лишь средний состав земной коры и общую геохимическую специфику этой геосферы. Океанический и континентальный типы земной коры суще150ственно различаются по составу.
Океаническая кора образуется засчёт магматических расплавов, поступающих из мантии, поэтомубольше обогащена железом, магнием и кальцием, чем континентальная (табл. 9).Таблица 9Химический состав земной коры(по: [Вронский, Войткевич, 1997])КомпонентыSiO2TiO2А12O3Fe2O3FeOMnOMgOCaONa2OK2OH2OСредняя мощность, кмСредняя плотность, г/см2Масса 1024 гТип корыКонтиненОкеаничетальныйский57,230,7114,462,365,410,134,776,982,401,981,5743,62,7818,0748,171,4014,902,647,370,247,4212,192,580,331,057,32,816,09Земнаякорав среднем55,240,8614,552,425,860,155,378,122,441,611,4620,02,7928,46Существует два типа земной коры: континентальная и океаническая.
Континентальная кора покрывает 41 % поверхности Земли. Она охватывает сушу всех континентов, шельфовые области иконтинентальный склон. Океаническая кора слагает 59 % поверхности Земли, охватывая в основном океаническое ложе и срединноокеанические хребты (СОХ, mid-ocean ridge).Континентальная кораМощность континентальной коры в среднем составляет 40 км.В ней выделяется три слоя (рис. 67):1. Самый верхний слой, распространенный не повсеместно, –это чехол из осадочных пород (известняков, песчаников и глин)мощностью до 10 км в пределах платформ, до 20 км в тектонических прогибах горных сооружений. Средняя плотность слоя2,5 г/см3. Vp меньше 5 км/с.1512.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
