Однородность составов образующихся в глубинных условиях магм или их вариации, а также последовательность, в которой они внедряются, определяются рядом физико-химических и геологических ограничений. Эти ограничения, прежде всего, связаны с составом эвтектических точек, геометрией кривых фазовых равновесий, с проявлением ликвационных процессов, со временем взаимодействия магм с породами верхних горизонтов земной коры. Согласно данным Х. Йодера (1978), существует регламентация однородности и последовательности изменений состава магматических расплавов, обусловленная способом образования магм. Им предложено две модели образования магм: по типу горячей пластины и вследствие диапирического процесса.
В первой модели тепловой источник располагается непосредственно ниже «необедненного базальтовой составляющей перидотита с ассоциацией оливин-ромбическтй пироксен-моноклинный пироксен-гранат при первоначальной температуре 1100єС, соответствующей континентальной геотерме. Силл или диапир кристаллического перидотита, лишенного базальтовой составной части на глубине 130 км (давление около 40 кбар), имеет в верхней части температуру 1800єС и большие энергетические запасы (135 кал/єС). В этой модели в перекрывающих пластину «необедненных» перидотитах образуется зона плавления при температуре начала плавления безводного гранатового перидотита 1500єС. Как показывает изучение системы форстерит-диопсид-пироп, и плавление природных гранатовых перидотитов при давлении 35 кбар, все главные минеральные фазы устойчивы с расплавом при постоянной температуре или внутри небольшого температурного интервала до тех пор, пока не будет достигнуто образование 30% расплава на верхней кромке плавления. Количество жидкости будет возрастать. За 1000 лет возможно создание зоны плавления 100 м, в течение 10000 лет эта зона достигнет 300, а в течение 25000 лет - 500 м. В зоне плавления будет существовать температурный градиент, и вследствие этого состав расплава в верхней зоне определяется постоянными условиями, а внутри зоны он обусловлен наивысшими постоянными температурами. Таким образом, создаются значительный объем расплава и его гетерогенность по вертикали зоны плавления.
Вторая модель плавления определяется диапирическим процессом внедрения «необедненного» гранатового перидотита в «обедненный» перидотит к глубинам, где достигается температура кристаллизации и происходит выплавление расплава из «необедненного» гранатового перидотита. Если предположить, что первоначальный диапир располагался на океанической геотерме на глубине 210 км, то при его перемещении до уровня 130 км под влиянием внутренней теплоты начнется плавление. Количество создаваемого расплава прямо зависист от поднятия диапира и потерь тепла горячим перидотитом. Плавление охватывает около 30% массы пород, и диапир будет подниматься на 35 км в течение интервала плавления при отсутствии кондуктивной потери тепла. Разница температур между частично расплавленным диапиром и его окружением составляет на этой стадии около 375єС. В случае потери тепла во вмещающие образования, пропорционально снижается и количество расплава. Концентрация главных компонентов в жидкости будет примерно одинаковой во всем интервале плавления. Высокая степень плавления приурочена к верхней части зоны плавления и уменьшается по направлению к дну магматической камеры. При быстром подъеме диапира (10 см в год) полное плавление наступает через 350000 лет. При подъеме со скоростью 1 см/год пройдет минимум 3,5 млн. лет для получения 30% плавления. Обе модели имеют обратную последовательность составов расплавов по отношению к глубине зоны плавления.
При рассмотрении моделей образования магмы нельзя не затронуть вопрос о минимальном и максимальном количестве расплава, отделяющегося от первичного мантийного источника. Считается, что при образовании щелочных базальтов, обогащенных редкими элементами, степень плавления составляет менее чем 5%, тогда как при образовании ультраосновных расплавов она превышает 60%. На основании экспериментальных работ по плавлению природных перидотитов (Арндт, 1977) выведена зависимость степени отделения жидкости от ее источника от различной степени плавления. Для ультраосновных составов было установлено, что лишь по достижении степени плавления около 40% образующаяся жидкость может отделяться от кристаллических фаз. Гомогенизация и отделение жидкости обусловлены осаждением минеральных зерен через жидкость. Плавления 30-40% вещества недостаточно, для того, чтобы генерировать ультраосновные магмы одним актом плавления, поскольку 40% жидкости, образующейся при плавлении и еще не достигшей коматитового состава, стремится удалиться из источника. Следовательно, для образования ультраосновной магмы необходимо предполагать вторую или третью стадию плавления одного и того же вещества, формирование расплава и тугоплавкого оливинового остатка. Это заключение подтверждается не только экспериментами, но и резким обеднением легкими редкоземельными элементами перидотитовых коматитов.
Эксперименты по плавлению шпинелевого лерцолита в щелочном базальте показали, что критический уровень удаления жидкости превышает 5% и что этот уровень зависит от размера зерен и вязкости расплава. Следовательно, такие магмы, как щелочные базальты, которые имеют высокую концентрацию несовместимых малых элементов и для которых предполагается очень низкая степень плавления, не в состоянии отделяться от своего источника под влиянием плавучести. Для отделения таких магм требуется дополнительное напряжение, создающее расширяющуюся зону, в которую будет втекать расплав, используя сетку межгранулярных пленок.
Наблюдаемое в океанических толеитах различное содержание редких элементов, можно объяснить этапностью формирования магм сходного состава. На первом этапе после достижения критического уровня удаления жидкости создается базальтовый расплав, обогащенный легкими редкоземельными элементами. Магмы, обедненные легкими редкоземельными элементами, образуются после удаления порции базальтов раннего этапа, вместе с которыми удалены несовместимые легкие элементы.
Такой механизм двухэтапного плавления одного источника можно предполагать и для образования коматитовых магм. Если эта модель соответствует действительности, то состав коматитов, как бы он ни был близок к химизму предполпгаемого мантийного субстрата, мало свидетельствует о действительном составе мантийного источника. Содержания главных и редких элементов в коматитах отражают химизм остатка после экстракции магмы первого этапа, но не исходной мантии.
Различия в составах коматитов, в частности с высоким и низким отношением CaO/Al2O3, могут свидетельствовать об отделении магмы определенного состава на раннем этапе плавления. Например, коматиты нагорья Барбертон (ЮАР) имеют высокое отношение CaO/Al2O3, тогда как в относительно бедных оксидом магния коматитах Мунро из провинции Онтарио (Канада) это отношение около 1. Предположим, что магма первого этапа плавления формировалась при давлении около 35 кбар в равновесии с оливином, моноклинным пироксеном, ромбическим пироксеном при преимущественном вхождении граната в расплав. Это должно привести к обогащению магмы Al2O3 относительно CaО и среднему уровню содержания легких редкоземельных элементов. Дальнейшее плавление этого источника даст расплав, сходный по составу с коматитами провинции Барбертон (с высоким значением CaO/Al2O3 и ровным профилем редкоземельных элементов).
Другой варитант плавления может произойти, если первая магма формируется в равновесии с оливином, пироксенами и гранатом. В этом случае при 20-и процентном плавлении, когда почти весь моноклинный пироксен плавится, состав расплава должен быть менее основным. При дальнейшем подъеме диапира и его плавлении гранат как устойчивая и плотная фаза может оседать в жидкости, последняя будет иметь низкое содержание СаО и обеднена легкими редкоземельными элементами.
2.2 Происхождение базальтовой магмы
Где в относительно холодной массе мантии формируются базальтовые магмы? Некоторые данные о глубине их формирования, по-видимому, могут быть получены на основании того, что увеличение температуры плавления с увеличением давления несколько различно для различных минералов. Оно совсем низко (около 5єС на 1000 бар) для оливина и анортита, около 13єС на 1000 бар для альбита. Коэффициент этот обычно больше для минералов с низкой температурой плавления, так что различия в температуре плавления должны уменьшаться с увеличением давления. Анортит и альбит при давлении 2200 бар должны плавиться при одной температуре. Отношение между точками плавления оливина и пироксена могло быть обратным, а различие между точками инконгруэнтного плавления энстатита и форстерита могло приближаться к нулю, так же как у ортоклаза и лейцита при низких давлениях. Вполне вероятно, что перидотит, который в результате частичного плавления при нормальных условиях мог давать базальтовую жидкость с относительно высокой концентрацией алюминия и щелочей, должен был вести себя иначе при давлениях 40000-50000 бар и более. Возможно, что на глубинах, превышающих 200 км, первая жидкость, которая там образуется, не будет соответствовать нормальному базальту. В результате частичного плавления перидотитов на глубинах менее 100 км могут образоваться толеитовые базальты. Оливиновые базальты, по-видимому, формируются в результате частичного плавления на несколько больших глубинах.
То, что лавы на дневной поверхности очень редко имеют температуру выше 1200єС, а возможно и не достигают ее, также может служить показателем глубины их формирования. Как уже отмечалось, температура плавления многокомпонентных систем увеличивается с глубиной. Начальная скорость увеличения этой температуры для базальтов равна примерно 10єС на 1000 бар. На глубине 500 км давление равно 175000 бар, и базальт при этом давлении должен плавиться при температуре, значительно превышающей 2000єС. Если бы базальтовый расплав мог формироваться на такой глубине, то он должен был бы подниматься к поверхности при температуре, которая была бы лишь немного ниже, поскольку охлаждение его при подъеме должно было бы быть небольшим. То, что лавы Килауэа изливаются при температуре, которая очень близка к верхнему пределу их плавления при нормальном давлении, говорит о небольшой глубине их формирования.
Данные, о которых говорилось выше, относятся к плавлению сухих пород. С увеличением давления увеличивается растворимость воды в силикатном расплаве, что вызывает понижение точки плавления расплава. Предположим, что первичный материал мантии содержит 0,5% воды в водных минералах. Будет ли эта вода заметно уменьшать температуру, при которой может происходить частичное плавление? Очевидно, нет. Частичное плавление скажем 1/3 первоначальной массы должно обусловить концентрацию воды в расплаве, равную 1,5%. При этом предполагается, что вся имеющаяся вода растворена. Данный вывод подтверждается тем, что базальтовые магмы, когда они достигают поверхности, по-видимому, содержат не более 1% воды, о чем можно судить по отношению газ/лава в вулканических извержениях. Однажды расплавившись, магма поднимется на такую высоту, на которой давление колонны жидкости уравновесится давлением, существующим на той глубине, где формируется магма. Пусть h - глубина формирования магмы ниже дна океана, а H - полная высота колонны жидкости. Тогда, d1h=d2H, где d1 - плотность материала мантии, а d2 - плотность жидкости. На Гавайских островах H-h равно примерно 10 км. Отсюда d1 = 3300 кг/м3, а d2 = 2800 кг/м3, h = 56 км. Действительная глубина, по-видимому, несколько больше, так как не известны вулканы, которые находились бы в статическом равновесии. Следовательно, можно сделать вывод, что наиболее возможная глубина формирования базальтовой магмы колеблется от 50 до 100 км. Температура, которая требуется для образования такой магмы на таких глубинах, находится в пределах 1200-1500єС.
Базальтовая магма в больших количествах возникала на протяжении всего геологического времени как в континентальных, так и в океанических областях. Теплота, достигавшая поверхности с магмой, хотя и имеет значительную величину, тем не менее, намного меньше, чем нормальный тепловой поток. В настоящее время в среднем изливается примерно 2 км3 лавы в год, а за 4 млрд. лет при такой скорости должен образоваться объем, почти равный объему всей коры, включая океанические площади. Общая теплота, освобождающаяся на поверхности при этом, включая скрытую теплоту кристаллизации и остывания, достигает 1 или 2% от общего теплового потока за тот же самый интервал времени. Поэтому задача заключается не столько в том, чтобы найти подходящий источник тепла, сколько в том, чтобы объяснить, каким образом в кристаллической мантии, где температуры более низки, чем температура начального плавления, может иметь место частичное плавление. Сейсмические данные ясно показывают, что нет единого слоя жидкого базальта, окружающего земной шар, а возможность существования небольших местных резервуаров жидкого материала, оставшихся от времени, когда Земля находилась в расплавленном состоянии, приходится отрицать, учитывая следующие факты: 1) нет данных, показывающих, что Земля когда-либо была полностью расплавленной; 2) жидкий базальтовый расплав, будучи намного легче окружающего кристаллического материала, уже давно должен был бы подняться на поверхность; 3) такие небольшие массы, занимающие объем в несколько сотен кубических километров, за несколько миллиардов лет должны были бы настолько охладиться, что неизбежно раскристаллизовались бы.
Если предположить, что на глубине, где формируется базальтовая магма, существует температура, промежуточная между точками плавления базальта при нулевом давлении и давлении, преобладающем на этой глубине, то при уменьшении давления может начаться плавление. Трудно представить, как на такой глубине может эффективно понижаться давление, поэтому образование магмы в результате падения давления представляется невозможным.
В качестве возможных рассмотрим следующие пути, которые могут привести к местному возрастанию температуры настолько, что становится возможным частичное плавление. Эффект нагрузки, вызываемой мощной серией осадочных пород, играет незначительную роль. Кроме того, базальтовая магма образуется в пределах океанических площадей, где такая нагрузка отсутствует. Энергия деформации в неупругом веществе может превратиться в теплоту. Это подтверждается тем, что, где бы ни происходила в мантии интенсивная деформация, в ней может быть генерировано достаточное количество тепла, способное существенно поднять температуру. Вопрос, касающийся величины этого эффекта, полностью еще не выяснен. Кроме того, крупные излияния базальтовой магмы встречаются в пределах участков (например, Колумбийское плато, Гавайские острова), где деформации отсутствуют. Вулканическая площадь Северной Атлантики, в том числе и активные вулканы Исландии, по-видимому, не связаны с какими-либо крупными процессами деформации. С другой стороны, на ряде площадей (например, в Гималаях), где наблюдается интенсивная деформация, базальтовые излияния редки или отсутствуют.
Частичное плавление может иметь место в том случае, когда материал мантии будет перемещен кверху (например, в результате конвекции) в район, где температурный градиент больше, чем адиабатический, если только начальная температура поднимающегося материала больше, чем точка плавления в том месте, куда поступает материал. Предположим, например, что материал поднимается с глубины, где температура первоначально равна 2000єС, до уровня, где точка плавления равна 1500єС. Поднимающийся материал охлаждается при своем продвижении вверх. Если это охлаждение меньше 500єС, материал будет плавиться, по крайней мере частично. Хотя конвекция и может привести к плавлению, нельзя уверенно считать, что она действительно имеет место, и проблема образования магмы по-прежнему остается нерешенной. Легко представить такое распределение радиоактивного материала, которое должно обусловить постоянное плавление в мировом масштабе. Однако подобное предположение опровергается сейсмическими данными. Это выглядит так, как если бы температура в верхней части мантии была близка к минимальной точке плавления, но подвергалась также местным и до некоторой степени случайным колебаниям неизвестного происхождения, возможно связанным с конвекцией в глубоких частях мантии. Эти колебания, по-видимому, отражаются в значительной изменчивости теплового потока в Тихоокеанском бассейне.
2.3 Происхождение гранитной магмы
В противоположность базальтам, которые встречаются повсеместно, распространение гранитных пород ограничено континентальными площадями и в основном орогеническими зонами. Это может быть обусловлено двумя причинами: 1) наличие континентов таким образом изменяет условия в подстилающей мантии, что там могут образовываться гранитные магмы; 2) гранитные магмы образуются в самой коре. Первый путь представляет собой автокристаллический процесс, в результате которого происходит постоянное разрастание континентов. Второй путь особенно хорошо объясняет постоянное совместное нахождение гранитов с глубоко метаморфизованными осадками и другими породами глубоких частей земной коры.
«Нормальная» температура у основания коры, вероятно, не превышает 600 єС или около этого. Минимальная точка плавления гранита, даже при максимальном давлении, выше, по крайней мере, на 100 є. Таким образом, образование большого количества гранитной жидкости в коре не может быть «нормальным» явлением. Очень сложно в массе осадков в самой нижней части коры вызвать избирательное выплавление гранитной фракции. Иначе говоря, образование гранитной магмы требует значительных изменений температуры.
При описании условий, ведущих к региональному метаморфизму, с которым тесно связаны граниты, следует отметить, что сам региональный метаморфизм наблюдается только в тех участках, где заметно увеличивается тепловой поток. Это увеличение теплового потока, которое, видимо, сопровождает орогению, фактически может представлять собой наиболее характерную особенность орогении, тогда как деформация является дополнительным эффектом глубинных изменений температуры. Какова природа этих изменений не ясно, как и в случае образования базальтовой магмы. Первопричиной, опять таки, может быть конвекция в мантии. По-видимому, в мантии должны происходить процессы (перенос радиоактивного тепла, конвекционное движение, частичное плавление и дифференциация), которые ведут: 1) к формированию базальтовых магм в самой мантии; 2) увеличению теплового потока, региональному метаморфизму и формированию гранитных магм в коре и 3) диастрофизму.
3. Причины разнообразия магматических пород
Химические и минералогические различия, наблюдающиеся в магматических горных породах, являются результатом магматической эволюции. Совершенно ясно также, что эта эволюция происходит в том или ином направлении, так что в каждой группе пород объединяются различные продукты магматической эволюции единой родоначальной магмы. Очевидно также, что природа материнской магмы каждой провинции, направление ее эволюции или оба эти фактора связаны с географическим и тектоническим положением провинции.
