СОВРЕМЕННЫЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ПРОИСХОЖДЕНИИ ЗЕМЛИ



Мы поможем в написании ваших работ!


Мы поможем в написании ваших работ!



Мы поможем в написании ваших работ!


ЗНАЕТЕ ЛИ ВЫ?

СОВРЕМЕННЫЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ПРОИСХОЖДЕНИИ ЗЕМЛИ



Планеты Солнечной системы, в том числе и Земля, возникли в результате аккумуляции частиц газово-пылевого облака, которое вращалось вокруг Солнца. Обычно полагают, что во внутренней части этого облака, близкой к Солнцу, были сконцентрированы менее летучие химические элементы, а во внешней области, удален­ной от Солнца,— более летучие элементы. Согласно альтернатив­ной модели А.А.Маракушева, первоначальное распределение хими­ческих элементов в газово-пылевом облаке было гомогенным, но планеты, удаленные от Солнца, сохранили летучие элементы в виде мощных атмосфер, а планеты, близкие к Солнцу, потеряли эти атмосферы и в настоящее время представляют собой ядра неле­тучего материала. Какая бы из этих моделей ни казалась более обос­нованной, фактом остается то, что состав планет, расположенных на разном удалении от Солнца, неодинаков. Для Меркурия, кото­рый находится ближе всего к Солнцу, характерно обогащение не­летучим железом, а внешние планеты-гиганты (Юпитер и др.) в зна­чительной мере состоят из воды, аммиака и других летучих соединений.

Планеты земной группы (Венера, Земля, Марс) первоначально были сложены преимущественно силикатами (кислородсодержа­щими соединениями кремния). В меньшем количестве в протопла-нетное вещество входили металлические частицы, отвечавшие по со­ставу железным метеоритам. Твердый силикатный материал, из которого была сформирована ранняя Земля, обычно отождеств­ляют с хондритами — наименее дифференцированными каменны­ми метеоритами, падающими и сейчас на поверхность нашей пла­неты. По содержаниям нелетучих химических элементов хондриты близки к современной фотосфере Солнца и средним составам пла­нет земной группы (табл. 2.1). Как полагают, источником хондритов служит пояс астероидов, расположенный между орбитами Марса и Юпитера. Поскольку этот пояс находится на большем удалении от Солнца, чем Земля, следует учитывать возможную разницу между си­ликатной составляющей земного протопланетного вещества и хон-дритовыми метеоритами, в частности, обеднение вещества Земли ле­тучими компонентами, например, калием, рубидием, натрием.

Согласно современным моделям, на начальной стадии накоп­ления протопланетного вещества (этот процесс называется аккре-


Таблица 2.1. Состав фотосферы Солнца, планет земной группы и хондритов разных типов(F, Н,L), ат.%, по

А.А.Маракушеву, 1991г.

 

 

 

Элемент Солнце Меркурий Венера Земля Марс   Хондриты  
F Н L
Si 34.7 16.45 33.03 31.26 36.44 27.81 31.43 35.56
Fe 30.9 63.07 30.93 34.5 24.78 36.26 29.42 21.81
Mg 27.4 15.65 31.21 29.43 34.33 27.26 30.34 33.39
Na 2.19 1.23 1.7 1.62
Al 1.74 0.97 2.3 1.9 2.29 3.3 1.85 2.66
Ca 1.56 0.88 1.62 1.53 1.73 1.19 1.38 2.66
Ni 0.9 1.98 1.18 1.38 0.43 2.12 1.47 1.22

 


Часть III. Магматические горные породы (петрология)

цией) возник твердый металлический зародыш Земли — сгусток железных метеоритов, соответствующий ее современному внут­реннему ядру. Затем этот зародыш был окружен внешней оболоч­кой, состоявшей из смеси железных и каменных метеоритов, при­чем последние преобладали по массе и были близки по составу к хондритам.

Содержание железа в хондритах составляет не менее 20 мас.%, а количество железа в современной верхней мантии и коре не пре­вышает 6—7 мас.%. Следовательно, в процессе аккреции или после ее завершения значительная часть железа была удалена из внешней оболочки Земли, по крайней мере, из верхней ее части и перемеще­на в глубь планеты. Как полагают, железо стекало к центру Земли в виде металлического расплава, имевшего состав, близкий к эвтек­тике Fe + FeS, температура плавления которой равна 990 °С. Добав­ление третьего компонента (Fe3C, FeO и др.) снижает эту темпера­туру еще на несколько десятков градусов. В металлическом расплаве был растворен никель и другие химические элементы, имеющие химическое сродство к железу и сере. Содержание сидерофильных и халькофильных элементов в современной верхней мантии и ко­ре в десятки—сотни раз ниже, чем в хондритах, но примерно во столько же раз выше, чем можно ожидать при химическом равно­весии металл—силикат. По-видимому, отделение металлического расплава произошло так быстро и таким способом, что равновесия достигнуто не было.

Верхняя мантия и кора обеднены железом не только относитель­но валового состава хондритов, но и относительно их силикатной фракции, содержащей 13—15 мас.% Fe1. Это означает, что часть ок­сида железа, входившего в силикаты, была восстановлена и также мигрировала в глубь планеты в виде металлической жидкости.

Тяжелый металлический расплав, перемещаясь к центру Земли, образовал в конечном итоге внешнее ядро, которое сохранилось в жидком состоянии до настоящего времени. Формирование внеш­него ядра сопровождалось экзотермическим эффектом, который оценивается в 1.5 • 1031 Дж. Примерно столько же тепловой энергии выделилось в результате быстрой аккреции протопланетного веще­ства, которая, как полагают, продолжалась от 10 до 100 млн лет. Для сравнения заметим, что энергия, связанная с радиоактивным распадом U, Th и К за все время существования Земли оценивает-

1 Железо в хондритах содержится в силикатах, сульфидах и в самородной фор­ме.


2. Современные представления о происхождении Земли

ся в 0.6*1031 Дж. Интенсивная метеоритная бомбардировка поверх­ности планеты на заключительной стадии аккреции привела к допол­нительному выделению тепловой энергии. Парниковый эффект, связанный с формированием ранней атмосферы Земли, способст­вовал сохранению высокой температуры внешней силикатной обо­лочки. Все это делает весьма вероятным предположение о том, что к концу аккреции верхние сотни километров ранней Земли испыта­ли плавление с образованием глобального магматического океана, при затвердевании которого протопланетное вещество преврати­лось в систему мантия—кора, сложенную земными породами.

Возраст Земли принимается равным возрасту содержащегося в ней урана; как показывают радиохронологические данные, он со­ставляет 4.55-4.65 млрд лет. Возраст земного урана определяют, ре­шая уравнение радиоактивного распада изотопов урана с образова­нием соответствующих изотопов свинца и допуская, что начальное распределение радиогенных изотопов свинца в Земле было таким же, как в железных метеоритах, а их среднее современное распределе­ние таким же, как в глубоководных океанических осадках.

Большая часть каменных и железных метеоритов, а также самые древние породы Луны имеют возраст 4.4—4.7 млрд лет. Таким обра­зом, планеты Солнечной системы возникли почти одновременно 4.7—4.5 млрд лет назад.

Древнейшие горные породы, обнаруженные на Земле, имеют возраст 3.8 ± 0.2 млрд лет. Они представлены метаморфизованны-ми магматическими породами кислого состава, а также останцами анортозитовых массивов и осадочно-вулканогенных толщ, включа­ющих подводные лавы основного-ультраосновного состава, кислые вулканиты, карбонатные и кремнистые отложения, железистые кварциты. Возраст отдельных обломочных зерен циркона из ар­хейских кварцитов и конгломератов в Австралии достигает 4.1-4.3 млрд лет. Древнейшие цирконы возникли за счет размыва гра­нитов, существовавших более 4 млрд лет назад (данные Р.Мааса и др., 1991,1992 гг.).

Таким образом, ранняя дифференциация Земли, которая при­вела к образованию внешнего металлического ядра и окружающих его силикатных оболочек, завершилась относительно быстро в те­чение первых сотен миллионов лет существования Земли. Этот процесс следует рассматривать как важнейший эпизод в истории на­шей планеты, который в значительной мере предопределил ее по­следующее геологическое развитие.


Часть III. Магматические горные породы (петрология)

Дополнительная литература

Добрецов Н.Л. Введение в глобальную петрологию. Новосибирск: На­ука, 1980.

МаракушевА.А. Петрография. М: Изд-во МГУ, 1993.

МонинА.С. Ранняя геологическая история Земли. М.: Недра, 1987.

Ранняя история Земли. М.: Мир, 1980.
Ранняя кора: Ее состав и возраст. М.: Наука, 1991.

Рудник В.А., Соботович Э.В. Ранняя история Земли. М.: Недра, 1984.

РингвудА.Е. Происхождение Земли и Луны. М.: Недра, 1982.

Тейлор СР., МакЛеннан СМ. Континентальная кора, ее состав и эво­люция. М.: Мир, 1988.

Шкодзинский В. С. Природа строения и ранней эволюции Земли в све­те модели фракционирования магматического океана при ее образова­нии // Геология и геофизика, 1997. Т. 38. № 6. С. 1151-1161.

Abe Y. Physical state of the very early Earth // Lithos. 1993. Vol. 30. P. 223-235.

Ohtani E. The primordial terrestrial magma ocean and its implication for stratification of the mantle // Phys. Earth Planet. Int. 1985. Vol. 38. P. 70-80.

 


ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА,

ЗАРОЖДЕНИЕ И ПОДЪЕМ

МАГМАТИЧЕСКИХ РАСПЛАВОВ

Физические свойства магм

Магматические расплавы, которые при затвердевании превра­щаются в вулканические или интрузивные горные породы, зарож­даются в верхней мантии или континентальной земной коре, а за­тем перемещаются вверх и либо достигают поверхности Земли либо кристаллизуются на некоторой глубине. Поведение магм в процес­се зарождения, подъема и затвердевания в значительной мере оп­ределяется физическими свойствами расплавов, главными из кото­рых являются температура, плотность и вязкость.

Температура силикатных магм в момент зарождения варьиру­ет от 1800— 1600 до 600—500 °С в зависимости от глубины источни­ка и состава расплава. Наиболее высокие начальные температуры характерны для глубинных ультрамафических коматиитовых и пи-критовых магм, а самые низкие —- для кислых гранитных магм, об­разованных на меньшей глубине.

Температура, при которой магмы могут существовать в жид­ком состоянии, значительно понижается в тех случаях, когда сили­катные расплавы содержат растворенную в них воду, а также фтор, литий, бор. Растворимость воды в силикатных расплавах возраста­ет от долей мас. % при атмосферном давлении до десятков мас. % при давлениях, соответствующих глубинам свыше 30 км. Максимальные содержания воды в природных магмах, затвердевших в виде горных пород, достигают 5—10 мас.%, фтора 1 —2 мас.%, лития и бора — со­тых и десятых долей процента. Кроме воды, магмы могут содержать растворенную углекислоту. При низких давлениях растворимость С02 в магмах примерно на порядок ниже, чем Н20, однако при высоких давлениях, существующих в мантии Земли, растворимость С02 значительно возрастает, и растворение углекислоты понижа­ет температуру мантийных магм. При подъеме расплавов, содержа­щих Н20, С02 и другие летучие компоненты, растворимость кото­рых уменьшается по мере снижения давления, избыточная газовая фаза выделяется в виде пузырьков и удаляется из магмы.

О температуре магм судят по экспериментальным данным, пря­мым измерениям во время вулканических извержений, а также по результатам исследований с использованием геологических тер-


Часть III.Магматические горные породы (петрология)

мометров. Последними служат минералы и их ассоциации, состав которых является функцией температуры.

Плотность жидких магм равна 2.2-3.0 г/см3, что примерно на 10% меньше плотности твердых магматических пород такого же химического состава и того твердого корового или мантийного ве­щества, из которого выплавляются магмы. Разница плотностей обусловлена расширением вещества при плавлении.

Плотность минералов, которые выделяются из расплава при кристаллизации, может быть больше или меньше плотности жидкой фазы. В зависимости от соотношения плотностей кристаллы могут погружаться на дно или всплывать к кровле магматической камеры.

Сжимаемость магм под действием внешних сил мала, но все же больше, чем для кристаллических пород, поэтому положительный объемный эффект плавления уменьшается с ростом давления. Вы­сказано предположение, что на глубине 250—500 км плотность жид­кой магмы становится равной плотности оливина и пироксена — главных минералов, слагающих мантию Земли. В отношении оли­вина эта гипотеза подтверждена прямыми опытами К.Эджи и Д.Уо-кера (1993 г.), которые установили, что при давлении около 8 ГПа (глубина -250 км) плотность оливина становится равной плотнос­ти коматиитового расплава. Однако при этом давлении устойчив бо­лее плотный гранат, так что магматическая жидкость, вероятно, в целом все же легче твердого материала мантии Земли. Вместе с тем возможность флотации оливина на больших глубинах может иметь важное петрологическое значение.

Плотность магм зависит от их состава и увеличивается от кислых расплавов к основным и ультраосновным-ультрамафическим (табл. 3.1). Плотность кислых магм меньше, чем средняя плотность

Таблица 3.1. Плотность и вязкость магматических расплавов

 

 

 

Состав расплава Плотность, г/см3 Вязкость, Па • с
Т> 1400 °С Т< 900 °С
Риолит Риолит + 5% Н20 Андезит Базальт Пикрит Карбонатит 2.2-2.3 2.4-2.6 2.6-2.8 2.8-3.0 2.6-2.7 104-105 101-102 102-103 100-102 10-1—100 108-1012 104-105 103—102

3. Физические свойства, зарождение и подъем магматических расплавов


вещества континентальной земной коры (-2.7 г/см3), а ультрамафические магмы имеют более высокую плотность по сравнению с материалом земной коры. Плотность магм обычно определяют расчетным путем, суммируя парциаль­ные мольные объемы отдельных ком­понентов.

Вязкость — свойство, которое ха- Рис. 3.1. Распределение растеризует подвижность жидкости при скоростей в ламинарном

наличии градиента давления. Это свой- потоке вязкой жидкости

Пояснения см. в тексте

ство обусловлено трением между стру-

ями жидкости, которые перемещаются

с разной скоростью. Если в ламинарном1 потоке жидкости возника­ют градиенты скорости dV/dX под действием касательных напряже­ний dF/dS, вызванных внутренним трением (рис. 3.1), то во многих случаях сохраняется линейная зависимость, известная как уравне­ние Ньютона;

dF/dS = -η(dV/dX),

где η — коэффициент вязкости. Чем больше η, тем менее подвиж­на жидкая среда. Вязкость (η) измеряют в Па • с или пуазах (г/см • с = = дин • с/см2); Па • с = 10 пуаз.

Магматические расплавы, не содержащие большого количест­ва кристаллов или газовых пузырьков, обладают свойствами нью­тоновской жидкости2. Вязкость силикатных магм меняется от 10-1-0° до 108-1012 Па•с в зависимости от температуры и состава (см. табл. 3.1). Для сравнения заметим, что вязкость воды при комнат­ной температуре равна 10-4 Па • с, а эффективная3 вязкость твердо­го вещества земной коры и верхней мантии — 1018—1023 Па • с. За­висимость вязкости (η ) от температуры (Т) описывается уравнением: 1nη = 1nη 0+ E/RT,

1 Ламинарным называется поток, в котором струи жидкости перемещаются па­
раллельно друг другу. Если направления и скорости отдельных струй меняются в про­
странстве и времени, то такой поток называют турбулентным.

2 При наличии большого количества кристаллов магма превращается в суспен­
зию, которая имеет предел текучести (жидкость Бингема). До тех пор, пока касатель­
ные напряжения не превысят этого предела, магматическая суспензия остается не­
подвижной.

з Перемещение (деформацию) твердого вещества можно описать уравнениями, которые используются для характеристики течения вязкой жидкости. Значения ко­эффициентов вязкости, которые входят в эти уравнения, называют эффективными.


Часть III. Магматические горные породы (петрология)

где η 0 = const, E— энергия активации вязкого течения, R — газовая

постоянная.

Вязкость силикатных магм возрастает от ультраосновных рас­плавов к кислым. Если базальтовый расплав при 1200 °С имеет вяз­кость 101—102 Па•с, то вязкость риолитового расплава при той же температуре возрастает до 105 Па • с, а при 800 °С достигает 108 Па • с. Рост вязкости вызван увеличением степени полимеризации рас­плава по мере возрастания содержания Si02. Чем больше кремне-кислоты содержится в магме, тем выше доля прочных ковалентных (мостиковых) связей между катионами кремния и анионами кисло­рода и тем менее подвижен расплав.

Маловязкие базальтовые расплавы могут растекаться в виде ла­вовых потоков протяженностью в десятки и даже сотни километров, а более вязкие кислые магмы образуют короткие лавовые потоки или вообще не растекаются, выжимаясь на поверхность в виде экс­трузивных куполов.

Давление само по себе мало влияет на вязкость, однако если в обстановке высокого давления в расплаве растворяется значи­тельное количество воды, то его вязкость снижается. Например, водосодержащие кислые магмы имеют почти такую же вязкость, что и «сухие» базальтовые расплавы, нагретые до той же температуры (см. табл. 3.1).

Хотя вязкость безводных кислых магм очень велика, она при­мерно на десять порядков ниже эффективной вязкости твердых пород. Поэтому даже кислые магмы весьма подвижны по сравнению с твердым веществом земной коры.

Вязкость магм можно измерять непосредственно как в лабора­ториях, так и в природных лавовых потоках или озерах. Поскольку такие измерения сопряжены с техническими трудностями, вяз­кость обычно рассчитывают теоретически, учитывая состав и тем­пературу расплава. Результаты расчетов хорошо согласуются с экс­периментальными данными.

Зарождение магм

В зависимости от соотношений между температурой (T) и дав­лением (Р) вещество может состоять только из твердых фаз, смеси твердых фаз и жидкости (расплава) и только из жидкой фазы. В Р- Т координатах границами областей с тем или иным агрегатным состо-


J. Физические свойства, зарождение и подъем магматических расплавов


янием вещества служат линии соли-дуса и ликвидуса. Солидус опреде­ляет первое появление расплава, а ликвидус — полное исчезновение твердых фаз (рис. 3.2).

Рис, 3.2. Ликвидус и солидус — границы областей с разным аг­регатным состоянием вещества

Магмы возникают в результате частичного плавления твердого ве­щества земной коры и верхней ман­тии, т.е. при Р—Т условиях между солидусом и ликвидусом. Самые глубинные магмы, достигшие по­верхности Земли, образованы на

глубине 150—250 км при литостатическом давлении 5—8 ГПа. Со столь глубокими источниками связаны, например, алмазоносные кимберлиты и лампроиты. Минимальная глубина магматических очагов составляет 10—15 км (Р= 250—500 МПа). На такой глубине за­рождаются некоторые граниты. Горные породы иногда испытыва­ют частичное плавление и ближе к поверхности Земли, но количе­ство возникающего при этом расплава обычно очень мало.

Частичное плавление, приводящее к образованию магм, вызы­вается тремя причинами: 1) изобарическим нагревом мантийного или корового ве­щества выше температуры

б

Рис. 3.3. Причины плавления, приводящие к образованию магм

в

а — изобарический нагрев, 6 — адиабатическое (почти изотерми­ческое) снятие давления, в — сни­жение температуры солидуса в присутствии воды, которая осво­бождается при дегидратации гид-роксилсодержащих минералов. Точка 1 — Р— Т условия до плавле­ния, точка 2 Р— Т условия су­ществования расплава; S1 — со­лидус при отсутствии воды, S2солидус насыщенного водой рас­плава, D — кривая дегидратации гидроксилсодержащего минера­ла; остальные пояснения в тексте


Часть 111.Магматические горные породы (петрология)

солидуса (рис. 3.3, а); 2) адиабатическим (почти изотермическим) подъемом нагретого твердого материала в область меньшего давле­ния (рис. 3.3, б); 3) дегидратацией гидроксилсодержащих минералов с выделением воды, снижающей температуру солидуса (рис. 3.3, в). Эпизодический и локальный нагрев коры и верхней мантии обусловлен накоплением тепла вследствие радиоактивного распа­да химических элементов, главным образом U, Th, К. Частичное плавление может быть связано также с выделением тепла вязкого трения при пластических деформациях глубинного вещества. Ис­точником тепла, под воздействием которого плавится материал континентальной земной коры, часто служат высокотемпературные мантийные магмы основного или ультраосновного состава, переме­щенные на меньшую глубину.

Температура плавления силикатных пород, не содержащих во­ды, снижается с уменьшением давления. Если нагретое глубинное вещество обладает пластичностью, достаточной для его относи­тельного быстрого перемещения, то в процессе подъема может быть достигнута температура солидуса, и появится магматическая жид­кость, количество которой по мере падения давления будет возра­стать (см. рис. 3.3,6).

Положительный наклон линии солидуса силикатных пород, лишенных воды, является следствием положительного объемного эффекта плавления: А V = VL — V* > 0, где VL и \fe& удельные объе­мы жидкой и твердой фаз соответственно. При избытке воды линия солидуса приобретает отрицательный наклон (см. рис. 3.3, в)9 по­скольку ∆V= VL (Vs + Vg) < 0, где VL — удельный объем расплава, насыщенного водой, Vs- удельный объем твердой фазы и Vgудельный объем водяного пара, который может быть растворен в магме.

Если в породе имеется гидроксилсодержащий минерал (амфи­бол, слюда и т.п.), область устойчивости которого ограничена ли­нией D (см. рис. 3.3, в), то, нагревая такую породу на глубине Р1, можно достичь точки d, отвечающей температуре дегидратации. В температурном интервале d— 2 будет существовать свободная во­да, которая в точке 2 растворится в насыщенном водой силикатном расплаве. Если нагрев той же породы происходит на глубине Р2, то дегидратация начнется в точке 2'при температуре, превышаю­щей солидус насыщенного водой расплава, и возникает силикат­ный расплав, недосыщенный водой. В том и другом случае дегид­ратация гидроксилсодержащего минерала приводит к появлению


_______ J. Физические свойства, зарождение и подъем магматических расплавов__________

силикатного расплава при температуре ниже безводного («сухого») солидуса S1.

Количество жидкой фазы, возникающей при частичном плав­лении, зависит от степени перегрева относительно температуры солидуса, а при наличии воды — кроме того, от ее содержания в маг­матическом источнике. Чем выше температура, тем более продви­нутым становится частичное плавление; чем больше воды в источ­нике, тем больше расплава может возникнуть при одной и той же температуре.

Максимальная доля жидкой фазы, которая появляется в зонах магмообразования, не превышает 40 ± 10 об.%. При достижении такого количества жидкости смесь расплава и еще оставшихся кристаллов становится эффективно жидкой и начинает переме­щаться в виде магматической суспензии. Подъем такой суспензии происходит быстрее, чем она успевает расплавиться дальше. Как показывают расчеты и опыты, количество жидкой фазы в магма­тических очагах во многих случаях не превышает 20—30 об.%, а ча­сто составляет не более 1—10 об.%. При столь малых степенях ча­стичного плавления магматические очаги можно рассматривать как пористые среды, состоящие из твердого кристаллического каркаса и связного межзернового порового пространства, запол­ненного возникшим расплавом. Поверхностные силы на границах кристалл—расплав таковы, что связная система каналов, соединя­ющих межзерновые поры, возникает даже при малом количестве жидкости (< 1 об.%). Поскольку расплав легче, чем твердый кар­кас (разность плотностей может достигать 0.5 г/см3), а его вяз­кость на 10-20 порядков меньше, чем эффективная вязкость твер­дого материала, магматические очаги быстро становятся механически неустойчивыми. При пластической деформации твердого каркаса расплав выжимается из связной системы пор и образует относительно крупные скопления. Чаще всего процесс сводится к уплотнению зоны частичного плавления под действи­ем силы тяжести аналогично тому, как уплотняются содержащие воду осадки на морском дне. При этом расплав скапливается в верхней части магматического очага, а твердые реститы — в нижней его части. Согласно расчетам, скорость фильтрации магмы в межзерновом пространстве зон частичного плавления измеряется сантиметрами—метрами в год.


Часть III. Магматические горные породы (петрология)


Подъем магм

Механическая неустойчивость магматических источников в ко­нечном итоге приводит к тому, что расплав отделяется от твердого

Рис. 3.4. Возникно­вение избыточного давления АР = 1 p2)gh в столбе рас­плава с плотностью р2, который находит­ся среди вмещаю­щих пород с плотно­стью p1(p1 >p2). А — см. в тексте

каркаса и перемещается вверх. Главной движу­щей силой этого процесса служит избыточное давление расплава, возникающее вследствие объемного эффекта плавления и разности плотностей жидкой и твердой фаз. Если, на­пример, расплав, образованный на глубине А, заполняет вертикальный канал высотой h2, верхняя кромка которого находится на глуби­не h1 от поверхности (рис. 3.4), а плотность расплава 2) меньше плотности окружающих пород (р1), то на уровне А избыточное давле­ние равно ∆Р = Р1 - Р2 = р1g(h1 + h2) — (р1gh1 +p2gh2) = (р1p2)gh2 Чем больше вертикаль­ная протяженность столба расплава, тем боль­ше избыточное давление жидкой фазы. Следо­вательно, отделение магматической жидкости и ее подъем являются саморазвивающимися процессами, которые протекают с ускорением. Чем больше появляется магмы, тем больше избыточное давление расплава, и тем стреми­тельней происходит его сепарация и подъем. Магмы поднимаются вверх вдоль трещин, существующих в твер­дых породах. Избыточное давление расплава способствует раскры­тию трещин, что значительно ускоряет фильтрацию магмы. По ана­логии с гидроразрывом пластов, который применяется при добыче нефти, это явление получило название магморазрыва. Трещины, заполненные магмой, превращаются при затвердевании в дайки.

Если производительность магматического источника достаточ­но высока, то одновременно возникает множество трещинных ка­налов, которые, соединяясь друг с другом, образуют сложную сис­тему крутопадающих и пологих проводников. Расположенные между ними блоки твердых пород теряют механическую устойчи­вость и начинают погружаться вниз, освобождая место для распла­ва (рис. 3.5); таким способом могут возникнуть крупные интрузив­ные тела.


3. Физические свойства, зарождение и подъем магматических расплавов


Разлом
Магма
Рис. 3.5. Образование магматических камер путем обрушения блоков вме­щающих пород

Скорость подъема магм по трещинным каналам зависит от их сечения, вяз­кости расплава и величины избыточного давления жид­кости. Как показывают рас­четы и модельные экспери­менты, магмы поднимаются к поверхности очень быст­ро. Скорость подъема ос­новных и ультраосновных расплавов может достигать километров и даже десятков километров в час. Такие оценки подтверждаются ре-

зультатами геофизических наблюдений в областях активного вул­канизма.

Если в процессе подъема из магмы выделяются пузырьки водя­ного пара или углекислоты, то скорость перемещения расплава ста­новится еще выше. На малых глубинах газовая фаза расширяется на­столько, что поток жидкой магмы с газовыми пузырьками превращается в струю газа, увлекающую капли силикатного распла­ва. Смесь газа и магматической жидкости может перемещаться со сверхзвуковой скоростью, образуя трубки взрыва.

При быстром подъеме магмы практически не охлаждаются за счет теплообмена с боковыми породами. Снижение температуры связано лишь с адиабатическим расширением, которое приводит к охлаждению на 0.6 °С/км. В таких условиях глубина, до которой мо­жет подняться магма, определяется не остыванием расплава, а дру­гими факторами, среди которых главными являются производитель­ность источника, соотношения плотностей жидкой и твердой фаз и степень перегрева расплава относительно температуры солидуса.

Если количество возникающего расплава мало, его может про­сто не хватить для того, чтобы заполнить каналы протяженностью в десятки и сотни километров и достичь малых глубин. Поэтому вблизи поверхности Земли нет магматических пород, возникших глубже 200-250 км, хотя этот уровень вряд ли служит нижним пре­делом частичного плавления в мантии Земли.

Как было отмечено в разделе 3.1, плотность кислых магм мень­ше плотности твердых пород, слагающих земную кору. По мере


Часть III. Магматические горные породы (петрология)


подъема кислой магмы ее избыточное давление возрастает (см. рис. 3.4), и не существует механических причин, которые мешали бы расплаву достичь дневной поверхности.

М
Рис. 3.6. Возможная высота подъема мантийных магм в земной коре М — поверхность Мохоровичича, р7 — плотность вещества верхней мантии, р2 — мантийной магмы, р3 — вещества земной коры. ∆P1 = (p]-p2)h1 >0; ∆P2 = (p3-p2)h2 < 0; высота подъема магмы в коре определя­ется уравнением: ∆Р1 = ∆Р2; h2 = h1/(p1 - p2)/(p3-p2)

Плотность основных и ультраосновных магм, воз­никших в верхней мантии, превосходит плотность твер­дого вещества земной коры. Мантийные магмы могут подняться лишь до уровня, на котором положительное избыточное давление, на­копленное в процессе подъ­ема расплава сквозь плотные мантийные породы, урав­новесится отрицательным избыточным давлением в коре (рис. 3.6). Из соотно­шений, показанных на ри­сунке, следует, что чем глуб­же находится источник мантийных магм, тем выше он может проникнуть в зем­ную кору. Поэтому основ­ные и ультраосновные маг­мы, которые зарождаются вблизи поверхности Мохо-ровичича, часто затвердева­ют в виде интрузивных тел, а более глубинные расплавы образуют лавовые потоки на суше или морском дне. Таким образом, земная кора служит плотностным фильтром, который задержива­ет тяжелые магмы, возникшие в верхней мантии. Значительная часть мантийных магм, вероятно, скапливается вблизи основания континентальной коры, увеличивая мощность гранулитобазитово-го слоя.

Кроме рассмотренных выше механических факторов, глубина подъема магмы зависит от степени перегрева относительно темпе­ратуры солидуса. Если расплав не содержит воды, то линия солиду-са в Р— Т координатах имеет положительный наклон. При адиаба-


3. Физические свойства, зарождение и подъем магматических расплавов


тическом подъеме степень перегрева расплава относитель­но температуры соли-дуса возрастает, и до­ля жидкой фазы увеличивается. Таким образом, «сухой» рас­плав всегда имеет шанс достичь днев­ной поверхности.

Рис. 3.7. Возможности подъема «сухих» и во-досодержащих магм Расплав, не содержащий воды, поднимаясь в ади­абатических условиях с глубины 1, становится все более перегретым относительно температуры со­лидуса (S1) и достигает дневной поверхности (точ­ка 1'). Расплав, содержащий растворенную воду, поднимаясь с глубины 2, достигает насыщения Н20 в точке 2' (С— уровень насыщения). При дальней­шем подъеме расплав остается насыщенным во­дой, но концентрация воды снижается, и ее избы­ток выделяется в виде пузырьков водяного пара. В точке 2'' расплав достигает температуры «влажно­го» солидуса (S3) и затвердевает, не доходя до днев­ной поверхности

Если же в магме содержится раство­ренная вода, то соот­ношения меняются. Растворимость воды в силикатном распла­ве уменьшается по мере подъема, и на некоторой глубине достигается насыще­ние водой (точка 2' на рис. 3.7). Выше этого уровня начинается выделение пузырьков водяного пара, и хотя магма все время оста­ется насыщенной Н20, концентрация воды в расплаве

уменьшается. Поскольку линия солидуса насыщенного водой рас­плава S3 имеет отрицательный наклон, то относительно низкотем­пературный расплав достигает солидуса, не доходя до дневной по­верхности в точке 2". На этом гипсометрическом уровне магма полностью затвердевает, и ее подъем прекращается. Для того что­бы расплав, содержащий большое количество воды, достиг дневной поверхности, он должен быть изначально сильно перегрет отно­сительно температуры «влажного» солидуса. Поскольку такой пе­регрев маловероятен, богатые водой расплавы, имеющие невысо­кую начальную температуру, затвердевают в виде интрузивных тел,


Часть III. Магматические горные породы (петрология)

а маловодные или «сухие» расплавы, нагретые до более высокой температуры, достигают поверхности при вулканических изверже­ниях. Рассмотренные соотношения позволяют понять, почему сре­ди основных и ультраосновных магматических пород, образованных при затвердевании магм, почти не содержавших воды, преоблада­ют эффузивы, а кислые водосодержащие магмы образуют преиму­щественно интрузивные тела.

Дополнительная литература

Кадык А.А., Лебедев Е.Б., Хитаров Н.И. Вода в магматических распла­вах. М.: Наука, 1971.

Кадык А.А., Френкель М.Я. Декомпрессия пород коры и верхней мантии как механизм образования магм. М.: Наука, 1982.

Механизм интрузий магмы. М.: Мир, 1972.

Персыков Е.С. Вязкость магматических расплавов. М.: Наука, 1984.

ТеркотД., Шуберт Дж. Геодинамика. Ч. 1, 2. М.: Мир, 1985.




Последнее изменение этой страницы: 2016-06-19; Нарушение авторского права страницы; Мы поможем в написании вашей работы!

infopedia.su Все материалы представленные на сайте исключительно с целью ознакомления читателями и не преследуют коммерческих целей или нарушение авторских прав. Обратная связь - 3.214.224.207 (0.022 с.)