Происхождение и дифференциация магмы

Ультраосновные, основные, средние, кислые и щелочные типы горных пород являются конечным результатом кристаллизации таких же по химическому составу магм. В каком отношении друг к другу и первичному расплаву находятся эти магмы наука пытается ответить уже давно, начиная с работ Н.Л.

Боуэна, Ю.А. Кузнецова, X. Йодера и многих других исследователей. При решении этой проблемы создан ряд гипотез, многие из которых разработаны до уровня теории.
Ответ на поставленый вопрос осложняется тем, что первичный расплав, при движении от магматического очага к тем участкам литосферы, где из этого расплава будут образованы горные породы, претерпевает серьезные, необратимые изменения под влиянием многих факторов. Эти изменения происходят уже в самом начале процесса образования магмы и связаны они с тем, что к породам, которые плавятся, примешиваются флюиды, которые приносят не только газовую составляющую, но и растворенные соединения тех или иных элементов. Само плавление может быть неполным, а селективным, когда расплавляются менее тугоплавкие компоненты горных пород, а более тугоплавкие в виде рестита (остатка) остаются на месте. В том же случае, когда порода плавится полностью, расплав может оказаться разделенным на два или несколько несовместимых расплавов, на две самостоятельные магмы, которые при кристаллизации дадут разные породы. Такой процесс получил название ликвация. Расплав при движении изменяет свой состав также в результате расплавления окружающих пород или контаминации и, наконец, магма при движении вверх испытывает фракционную кристаллизацию, в результате которой из одной материнской магмы могут образоваться разные горные породы.
Все это не дает возможности достоверно установить состав и свойства того исходного вещества, из которого образовались все магматические породы литосферы.
При таком разнообразии процессов, которые направлены на изменение и дифференциацию магмы, последние отличаются стабильностью состава главных типов (базальтовые, андезитовые, гранитные) во времени и на огромных площадях - факт, объяснение которому наука пока дать не может.
Ряд исследователей это явление объясняют однородностью того состава пород, которые давали соответствующие расплавы. По мнению А.А. Кадика и М.Я. Френкеля, однородный состав магм на огромных площадях скорее свидетельствует об объемном и одновременном протекании реакций плавления в глубинах, связанных с понижением давления на породы мантии и коры. Как было рассмотрено выше, плавление и образование магм связано с многими факторами и, в частности, с составом субстрата, с геохимической и термодинамической обстановкой.
Состав мантийных пород оценивают, опираясь на ряд положений и фактов. Важнейшими из них являются: 1) предположение об однородном составе мантии; 2) данные по химическому составу других планет; 3) изучение ультраосновных пород, вынесенных из мантии в виде ксенолитов, или при раскрытии земной коры в системе срединно-океанических хребтов; 4) экспериментальные данные; 5) состав извергающихся магм.
Многие исследователи сходятся на том, что более 90% массы мантии относятся к системе FeO - MgO - Si02 с добавкой 5-10 % - Na20, СаО и А12Оэ, вместе составляющих 98 % ее весовой массы. Одна из первых минерально-породных моделей состава верхней мантии принадлежит А.В.Рингвуду (1966), который предположил ее пиролитовый состав, образован из 15-25 % базальта и 75-80 % дунита. И. Д. Рябчиков, О. А. Богатиков и др. (1983) оспаривают эту модель, основываясь на эксперименте. Они утверждают, что оливин исчезает из числа ликвидусных фаз базальтовых расплавов при давлении выше 10 кбар (-30 км). Это явление указывает на невозможность равновесного сосуществования базальтовых расплавов с перидотитом на глубинах более 30 км. В заключение авторы разрабатывают представление о пикритовом составе первичных магм, которые дают базальтовые расплавы на относительно небольших глубинах.
Предлагались и другие модели, в том числе эклогитовая, хондритовая, лерцолитовая, габбро-анортозитовая. Все они, по мнению А.А. Кузнецова, неудовлетворительны, лучше бы оценить их как сугубо приблизительные. Как результат в основе классификации магм лежит не состав субстрата, а предположение о разновидности верхней мантии и громадной роли фракционного плавления и фракционной кристаллизации.
Фракционное или, как его называет Дж.Ферхуген (1974), парциальное плавление предполагает отделение низкоплавной жидкой фракции от нерасплавленного твердого остатка. Если предположение о том, что мантия состоит из тяжелых силикатов правильно, то в результате дифференциального плавления могут возникнуть базальтовые габброидные магмы. Частичное же плавление габброидных пород приводит к возникновению андезитовых или риолитовых (гранитных) магм. Нерасплавившийся остаток (рестит) при этом остается на глубине и недоступен для непосредственного изучения. Большую роль фракционному (селективному) плавлению в формировании магматических пород придает Н.Л.Добрецов (1981), который различает три типа магматических процессов: анатек- сис или селективное плавление, синтексис, близкий понятию контаминации, под которым он понимает изменение магмы в результате ассимиляции, вмещающей горные породы, и паратексис - процесс образования и изменения состава магм под действием потока «трансмагматических флюидов». Ведущая роль в магмообразовании, по мнению Н.Л. Добрецо- ва, принадлежит анатексису, который имеет место на разной глубине и на разнах типах субстрата. Именно анатексис, по Н.Л. Добрецову, в комплексе с синтексисом и паратексисом дает всю разнообразную гамму магматических пород (табл. 26). При этом Н.Л. Добрецов уделяет мало внимания магматической дифференциации, которая, однако, является одним из ведущих процессов в формировании магматических пород. Магматическая дифференциация-совокупность процессов, приводящих к разделению единой гомогенной магмы на фракции, из которых формируются разные типы магматических пород. К главным процессам магматической дифференциации относятся: фракционная кристаллизация, осаждение кристаллов или всплывание кристаллов (флотация), фильтрующее выжимание, гравитационное разделение в жидком состоянии, отделение несмешивающихся фракций, или ликвация, истечение газа, или дегазация, ассимиляция.
Важнейшим среди этих процессов является фракционная кристализация, т.е. разделение магмы на кристаллы и расплав вследствие гравитационного осаждения твердых фаз, отжимание остаточного расплава и т.п. Теорию фракционной кристаллизации сформулировал Н.Л. Боуэн в работе «Эволюция магматических пород», опубликованной в 1928 году (Боуэн, 1934). В своей концепции Боуэн базальтовую магму считает исходной родоначальной магмой. Все остальные магмы, в том числе и гранитную, он считал продуктом фракционной кристаллизации. Идеи Боуэна позволяют удовлетворительно объяснить многие особенности химизма и минерального состава обычных изверженных горных пород и проследить классическую временную и пространственную последовательность их формирования. Известный ряд Боуэна: базальт - андезит - дацит - липарит требует допущения определенных и строго ограниченных условий кристаллизационного фракционирования, повторяющихся в разных ситуациях и в разные геологические периоды, при которых происходит последовательное удаление из расплава следующих ассоциаций минералов (табл. 27).
Недостаточность модели Боуэна в настоящее время стала очевидной и не потому, что она требует строгих термодинамических условий и их многократного проявления, а потому что она не в состоянии объяснить появления щелочных лав, преобладание в отдельных регионах базальтов и андезито-базаль- тов, громадных по объему гранитных батолитов и многих других образований. Постепенно выяснилась роль других процессов в дифференциации магм, таких как фракционное плавление (анатексис), контаминация, ликвация и др. В это же время устанавливают вертикальную и латеральную неоднородность коры и верхней мантии. В связи с этим многие исследователи выдвигают идею множественности первичных магм, типы которых не могут быть выведены из единичной родоначальной

Тип магматизма	Механизм	Глубина	Условия кристаллизации
			Вулканизм	Плутонизм
У льтрабазитовый Г аббро-перидоти- товый	Анатексис Анатексис	Мантия 100 км. Мантия 100 км.	Кимберлитовый, щелочно-ультраосновной Коматиитовый, карбо- натитовый	Магнезиальный Титан-железистый
Щелочно базальтовый Щелочный	Анатексис Анатексис	Мантия 120 км. Мантия 120 км.	Калиево-базальтовый Т рахит-трахибазальто- вый Щелочно-базальтовый	Габбро-сиенитовый и карбонитнефелин сиенитовый
Липарит-гранито- вый Магматит- гранитовый	Анатексис Анатексис	Кора 50-20 км.	Липаритовый	Гранитовый
Контрастный- эффузивный	Синтексис	Мантия, кора	Липарит базальтовый	Натровый габбро плагиогранитный
Габбро-гранито- вый	Анатексис	Мантия, кора	Т рахи-андезит-трахи- липаритовый	Калиевый и калиевонатровый
Андезитовый Г аббро-анортози- товыи	Паратексис+ синтексис Паратексис* дифференциация	Мантия и низы коры	Андезитовый Андезит-базальтовый	Анартозит-габбро- вый Анартозитовый
Базальтовый Офиолитовый	Паратексис Паратексис	Мантия, кора 10-100 км.	Тоелитовый, пикрит- тоелитовый	Офиолитовый

Таблица 26.

Классификация главных типов и разновидностей магматизма по Н.Л. Добрецову (1981) с упрощением автора

190              Литосфера: структура, функционирование, эволюция





Таблица 27
Последовательность выпадения минералов при кристаллизационном фракционировании по В.И.Попову и В.Ю.Запрометнову (1985)

Состав магмы	Базальт	Андезит	Дацит	Липарит
Удаленные кристаллы	Оливин, плагиоклаз, авгит	Плагиоклаз, авгит, гиперстен- роговая обманка	Плагиоклаз, биотит, роговая обманка	Кварц, слюда, полевой шпат

базальтовой магмы. Постепенно становится ясным самостоятельное происхождение ультраосновных и кислых магм. Точных критериев, которые позволили бы определить, какие типы магм являются первичными, родоначальными, производными, в настоящее время, по мнению Д.К. Пресналл (1983), нет. Одни исследователи (Ю.А. Кузнецов, Г.С. Йодер, Ю.М. Шей- ман) выделяют три-четыре основных типов магм, другие (Дж. Ферхуген, Н.Л. Добрецов) - пять-шесть типа, а ряд исследователей (В.С. Соболев, X. Куно, И.В. Белов) предполагают множественность родоначальных магм. Интересные соображения о существовании пяти основных типов магм высказали Богацкий В.В. (1971), Кузнецов А.А. (1977) и Перельман А.И. . Основываясь на теоретических положениях А.Е. Ферсмана, они установили определенную зависимость плавления и кристаллизации магм и их минерально-петрологического состава пород от соотношения ионного состава магмы. Соотношение типоморфных породообразующих катионов и типов магм образует ряд: Na+-Mg2+-Al3+-Si4+ , который отвечает уменьшению ионно-атомных радиусов элементов (соответственно 1,86 - 1,60 - 1,43 - 1,20 - 1,16). В этом же направлении усложняется структура силикатов - от изолированных кремнекислородных тетраэдров оливина и других ортосиликатов до цепочек тетраэдров в пироксенах, лент в амфиболитах, листов в слюдах. Эта последовательность отвечает понижению энергии кристаллической решетки минералов, рассчитаной «на единицу скелета» (форстерит - 17574, слюда - 12560, полевые шпаты - 10048 кДж).
С увеличением содержания Si02 в породах изменяется и катионный состав: уменьшается роль двухвалентных катионов - Mg2+, Fe2+, Са2+ и возрастает роль одновалентных - Na+ и К+. Основываясь на вышеизложенном, А.И. Перельман (1989) разработал петрохимичесую классификацию пород (рис. 39) в


Рис. 39. Матричная систематика магматических пород в геохимических координатах (по А.И. Перельману, 1989).


- область распространения химических составов магматических пород.

2 - границы групп с «нолями неопределенности». 3 - нижняя граница распространения щелочных пород, содержащих фельдшиатоиды. 4 - нижняя граница распространения бссфсльдшпатоидных щелочных пород, содержащих щелочные пироксены и амфиболы. 5 - ноля распространения субщслочных пород. 6 - граница распространения пород, содержащих gt;5% кварца. 7 - границы пород но щелочности (Na20 + К20)по А.А. Маракушеву. Границы между пет- рохимическими группами схематичны.
А - ряд щелочноземельных пород: IA - дуниты и перидотиты; НА - пикри- ты; IIIA - габбро и базальты, включая некоторые пироксены; IVА - габбро- диориты, андезито-базальты, пироксены; VA - диориты, и андезиты. VIA - кварцевые диориты и андезито-дациты; VIIA - гранодиориты и дациты. VIIIA - граниты и липариты.
Б - ряд щелочных бесфельдшиатоидных пород и пород повышенной щелочности: 1Б - группа кимберлитов и меймечитов; ИБ - щелочные пикриты; ШБ - щелочные габброиды и базальты; IVB- щелочные сиениты и трахиты; VIIB - кварцевые сиениты и трахиты; VIIИЗ - щелочные граниты и иентсллсрита.
Г - ряд щелочных фельдшпатоидных бссилагиоклазовых пород: 1Г - туря- иты; НГ, ШГ - ийолиты и нефелиниты; IVf - хибиниты.
координатах SiOz - (Na20 + К20). В.В. Богацкий (1971) установил: чем больше атомный номер элемента (здесь Na, Mg, Al, Si), тем меньше глубина плавления и, следовательно, глубина образования магм того или иного типа. Первыми из расплава выделяются минеральные фазы с меньшей величиной размерности радикалов и, следовательно, наиболее простого строения состава (оливин и др.). Таким образом, вертикальная зональность, расслоенность мантии и земной коры связана с различиями в химическом составе уровней, слоев, при подчиненном значении изменения фазового состава (Л.Л. Пер- чук, 1972).
По этому поводу Б.Г. Лутц (1980) отмечал, что глубина генерации магм самым решительным образом сказывается на их составе и распределении малых элементов, таких как стронций (87Sr, 86Sr), гелий (3Не, 4Не), неодим (143Nd, ,44Nd) и других. Это распределение служит чутким индикатором глубинности магматического процесса. Иначе говоря: характер магматизма зависит от глубины зарождения магм, что то же самое - от термодинамических условий.
Глубинные уровни, слои формируются постепенно за счет приспособления определенных минеральных фаз к складывающимся на разных глубинах термодинамическим условиям, но под влиянием тектонических движений беспрерывно нарушаются.
В связи с установленной неоднородностью земной коры и мантии, в основе разных родоначальных магм, по мнению А.А. Кузнецова, лежат различия в слагающем мантию веществе. Очаги гранитоидного магматизма должны располагаться на глубинах 30-35 км, а вторичные камеры на глубинах 8-25 и даже 1-5 км. Андезитовая магма возникает на глубинах 50-70 км. Область формирования основных и ультраосновных магм лежит на глубине 150-200 км, а по предположению ряда исследователей - даже 500 км.
Характер магматического процесса, как было показано выше, зависит от состава флюидов. Основой всех флюидных систем, по Ф.А. Летникову, служат углерод и водород (С и Н). В связи с этим, Ф.А. Летников различает С-структуры и Н-струк- туры. Первые характерны для наиболее глубинных разломов и зон с углеродной спецификой флюидов. Эволюция этих систем определяет возникновение карбонатитов, кимберлитов, щелочных пород с высоким содержанием карбонатов. Для Н-структур характерно преобладание Н в флюидах и меньшая глубина залегания. С ними связаны многочисленные магмати-
Таблица 28
Номенклатура обычных магматических пород (по Ферхугену и др., 1974) (в скобках даны главные силикатные фазы)

45 %	Основные породы	Кислые породы 75 %
	Базальты	Андезиты, дациты
	(кальциевый плагиоклаз, -	(средний плагиоклаз, пироксе- ны, роговая обманка)
	пироксен, оливин)
0) Я	Натриевые базальты	Трахиты
Н ю	со средним или натровым	(щелочный полевой шпат,
§	плагиоклазом	пироксены)
•е	Нефелиниты	Фонолиты
С0	(нефелин, оливин, пироксе-	(щелочный полевой шпат, нефелин, натровые пироксены)
	ны, немного кальциевого плагиоклаза)

	Перидоти	Габбро	Диориты	Гранодиариты	Гранит
	ты	(кальцие	(средний	(кварц, сред	(кварц,
	или ультра-	вый	плагиоклаз,	ний плагио	калишпат,
	мафические	плагио	роговая	клаз, натровый	натриевый
	породы	клаз,	обманка)	плагиоклаз,	плагио
о	(оливин,	пироксен,	Сиениты	калишпат, роговая обманка, биотит)	клаз, биотит, роговая обманка)
Интрузивны	пироксен)	оливин)	(щелочный полевой шпат, роговая обманка, биотит) Нефелиновые Сиениты (с нефелиновым и натровым пироксеном)

ческие породы как основного, так и кислого состава. Одну из простых классификаций, но охватывающую все основные типы магм дают Д. Ферхуген и др. (1974) (табл. 28). На ее базе, с учетом данных Д.С. Штейнберга, А.И. Перельмана и А.А. Ма- ракушева, составлена классификация основных типов магматических пород (табл. 29).
Термодинамические и физико-химические параметры зарождения основных типов магм, по А.А.Кузнецову, определяются размерностью структур и глубиной образования магматических очагов. В трехмерном пространстве литосферы он выделяет четыре типа размерностей: 1) нульмерная (точка), формируется в узле пересечения тектонических трещин; 2) одномерная (линейная), представленная зоной разлома глубоко-

го заложения; 3) двумерная (плоскость) - плоские структуры, формирующиеся в области антеклиз, синеклиз, мульд и т.д.; 4) трехмерная (объемная), имеющая три равноправных измерения, характерная для антиклинальных поднятий, отслоений и пр. (табл. 30).
Из других процессов дифференциации магм активно обсуждается ликвация и контаминация, на которых мы кратко остановимся ниже.
Ликвация (разжижение) - процесс разделения магмы при понижении температуры на два несмешивающихся расплава, подобно тому, как это наблюдается в металлургических процессах. Ф.Ю. Левинсон-Лессинг (1940) и ряд других исследователей считали ликвацию одним из основных способов докристаллизационного разделения магмы. В настоящее время установлено, что возникновение несмесимых расплавов возможно в очень специфических магмах, состоящих преимущественно из карбонатного вещества, кремнезема и железистых силикатов или даже полностью из окислов железа, а также в сульфидно-силикатных расплавах. По мнению Э. Реддера , большинство природных объектов, которые связываются с ликвацией, содержат только косвенные доказательства несмесимости.
К таким косвенным признакам относят чередование сиали- ческих (кислых) и мафических (основных) пород, но подобное чередование может быть результатом и других магматических процессов. Проведенные в последнее время опыты показали, что ликвация имела место при образовании сиалического щелочно-алюмосиликатного расплава и мафического расплава, обогащенного железом, магнием, кальцием и титаном. Бесспорные доказательства ликвации получены Фергюссоном и Курри, (Fergusson J.,Currie K.L., 1971) для щелочных и карбонатито- вых расплавов, на основании чего П.Дж. Уилди высказал предположение о ликвационном происхождении карбонатитовых магм, которые зарождаются в верхней мантии.
Контаминация (загрязнение), которое определяется полной ассимиляцией магмой вмещающих пород. По своей сущности близко понятию синтексиса. Посторонний материал усваивается магмой путем частичного переплавления (анатекси- са), в результате метасоматических реакций и метаморфической дифференциации. В прошлом контаминации придавали решающую роль в образовании путей движения магмы. Считалось, что поднимающаяся магма прокладывала себе путь, расплавляя твердые породы земной коры.

Модель соотношения магматических образований и структурных элементов
(Кузнецов, 1977)

Раз мер ность	Структурный элемент	Форма геологических тел	Химический состав магмы			Преобла дающие фации
			Тип	Род	Вид
0	Узлы: пересечение зон разломов различной глубины заложения (до сверхглубинных) разломов, а также складчатых и др. структур.	Тела «центрального типа» внедрения: центральнокольцевые, субвулкаиы, вулкано-интрузи- вы, штоки, трубки взрыва, жерловые воронкообразные интрузии	Щелочно-агапати- товые сиениты, карбонатиты; незначительно ультраосновные породы центральных ядер интрузий; редко базальтовые трубки взрыва, штоки гранитов, гранит- порфиров	Щелочно-ультраос- новная-кимберлиты, - карбонатиты, ийолиты, щелочные и нефелиновые сиениты, щелочно- основная-щелочные габброиды, щелочнокислые Щелочные граниты, трахилипариты	Щелочная средняя - трахиты, трахиандезй- ты, сиениты (габбро - сиениты, диоритосланцы)	Вулка- но- интру зивные
1	Зоны разломов глубокого заложения	Линейные «пояса»: вертикальные и крутонаклонные трещинные плутоны, цепочки мелких дайкообразных тел, гигантские дайки	Ультраосновная- альпинотипные гиппербазиты (дуниты, гарцбур- гиты); незначительно дайки основного и щелочного составов, околотрещинные интрузии кислого состава	Габбро-перидотито- вая-дунит-пироксен- габбровая формация, перидотит- пироксе- нитовая расслоенных интрузий с медно-никелевым орудинением; дайки интрузий щелочнокислого, щелочноосновного состава		Интру зивные

Таблица 30

Глава IV              199





В дальнейшем было установлено А.Р. Бернц (1983), что вследствие большой разницы между теплоемкостью горных пород (0,2 - 0,3 кал/г) и теплотой плавления или растворения (80 - 110 кал/г) силикатов, для ассимиляции некоторого количества кристаллического материала в равном по весу количестве расплава необходим перегрев, по меньшей мере, на 300°С выше точки ликвидуса. В природе обычно перегрев сохраняется недолго. Расплав же, находящийся в равновесии с низкотемпературными фазами, не может превратить твердый агрегат высокотемпературных фаз в жидкость того же состава. Так, гранитная магма, из которой кристаллизуются кислый плагиоклаз и роговая обманка, не может расплавить даже самого малого количества базальта, а породы, которые образуются в результате синтексиса (контаминации), всегда будут характеризоваться минералами с низкотемпературными фазами. В настоящее время с ассимиляцией связывают образование ан- дезито-дацитовых расплавов, но чаще всего формирование некоторых видов гранитов и особенно чрезвычайно-своеобразных пород, получивших название мигматитов. Мигматит, по определению Дж.Р. Эшуорта (1988): «Порода, встречающаяся в областях развития метаморфизма средней и высоких степеней, всегда макроскопически неоднородная, одна из составляющих которой светлоокрашена (лейкосома) и имеет кварц-по- левошпатовый или полевошпатовый состав, другая - темноокрашенный материал (меланосома), встречается в виде включений.

Еще по теме Происхождение и дифференциация магмы:

1. 3. Первоначальное и производное происхождение гос-ва. Олигархическая теория происхождения государства.
2.              Дифференциация
3. Половая дифференциация человека
4. 6.4. Социальная дифференциация
5. IV. Политическая дифференциация
6. В чем проявляются единство и дифференциация трудового права?
7. Дифференциация понятий «пол» и «гендер»
8. Что означают единство и дифференциация в трудовом праве?
9. XIII. Морфологическая дифференциация у животных
10. III. Дифференциация между внешними тканями растений
11. VI. Морфологическая дифференциация у растений
12. ГЛАВА IV ПРОГРЕССИВНАЯ ДИФФЕРЕНЦИАЦИЯ ИНДИВИДОВ И РАС
13. Регуляция пролиферации и дифференциации КОК
14. ПРОСТРАНСТВЕННАЯ ДИФФЕРЕНЦИАЦИЯ
15. ДИФФЕРЕНЦИАЦИЯ ЗВУКОВ
16. VIII. Дифференциация между внутренними тканями животных
17. IV. Дифференциация между внутренними тканями растений