Розчинність води та інших флюїдних компонентів в силікатних розплавах

Не меньшую роль играет и взаимодействие магмы с флюидами. Как уже говорилось, магма - это флюидно-силикатный расплав, состоящий из нелетучих главных петрогенных окислов: SiO2, TiO2, А12O3, Fе2O3, FeO, CaO, MgO, Na2O, K2O, по объему составляющих 90-97 %. Летучие компоненты в магме представлены СO2, H2, H2O, F2, В и др. Оксид углерода, водород, вода легко (раньше всего) отделяются от расплава, способствуя образованию "сухих" магм. Фтор и другие летучие компоненты накапливаются в расплаве, так как они трудно отделимы от него.

Моделирование структурных равновесий позволяет прогнозировать поведение системы в динамике и может быть полезным для выяснения механизма физико-химического взаимодействия расплава и флюида в зависимости от условий и состава системы.

Согласно [Симакин и др., 2008; Xye et al., 2004; 2006; 2008], механизм растворения воды в силикатных и алюмосиликатных расплавах зависит от его состава. Действие воды на расплав осуществляется в двух основных направлениях – это деполимеризация расплава с образованием гидратированных силикатных и алюмосиликатных группировок, с одной стороны, и образование свободных оснований с некоторым увеличением степени полимеризации, с другой. Смещение структурных равновесий в ту или другую сторону под действием давления приводит к преобладанию в расплаве тех или иных структурных группировок, которые по-разному взаимодействуют с водой, что определяет характер и состав кристаллизующихся минералов, а также влияет на распределение подвижных в флюиде элементов между расплавом и флюидом.

С учетом предполагаемых структурных равновесий, рассмотрен возможный механизм взаимодействия флюида и расплава при различном давлении. На основании этого механизма выдвинута гипотеза – о дифференциации магм Курильской островной дуги в процессе их эволюции в зависимости от давления в магматической системе. Для демонстрации гипотезы использованы геохимические тренды, построенные по данным К. Хёрнле и Р. Вернера (K. Hernle and R. Werner, KOMEX-2 project, 2002-2005) и базы данных Института вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, а также петрохимические данные из монографии [Подводный…, 1992]. Сделано предположение, что эволюция известково-щелочных магм протекает преимущественно при повышенном давлении флюида (>~2-4 кбар), тогда как толеитовых – при низком давлении (<~2-4 кбар). Давление перехода от одного типа дифференциации к другому предполагается из результатов численного эксперимента (по программе MELTS) из работы [Bindeman et al., 1999] по кристаллизации анортита при различном давлении и содержании воды для магматических составов, аналогичных Курильским базальтам.

Так как дегазация магматического расплава с содержанием воды 3-5 %, вероятно, происходит в интервале давлений 1-2 кбар [Moore et al., 1998], то перестройка структуры расплава в условиях снижения давления может сопровождаться удалением флюида из расплава и массовой кристаллизацией плагиоклаза, что предполагается в некоторых Курильских магмах.

Определение констант предполагаемых структурно-химических равновесий принципиально возможно из диаграмм плавкости силикатных систем и может быть полезным в будущем не только для петрохимических расчетов, но и для определения термодинамических свойств силикатов в расплаве.

Питання №2 По статті О.А. Хлебородова

3. Виникнення системи мантія — кора та загальна спрямованість її еволюції

Общая направленность развития нашей планеты определяется неуклонным снижением величины теплового потока и флюидопотока, поступающих из глубоких, недр Земли к ее поверхности. Предполагается, что тепловой поток в архее мог быть в 3-4 раза выше современного. Его уменьшение не было плавным и монотонным; происходили периодическое накопление и сбрасывание эндогенного тепла, и это сказывалось в периодическом изменении интенсивности тектогенеза и магматизма, последний максимум которой приходится, по-видимому, на заключительную, неотектоническую, стадию последнего, лозднемезозойско-кайнозойского, этапа развития Земли. С этими изменениями должны коррелироваться изменения радиуса Земли, ее полярного сжатия и скорости вращения, вызывающие обновление регматической сети. Обшей тенденцией должно быть уменьшение радиуса Земли, ее контракция, сказывающаяся в повсеместном преобладании в земной коре напряжений сжатия над напряжениями растяжения, локализованными в рифтовых системах.

На этом фоне прогрессирующего охлаждения Земли и ее контракции происходила дифференциация первично-однородного или почти однородного вещества планеты на оболочки. Сначала, возможно уже в период аккреции, т.е. в первые 100 млн. лет истории Земли, выделилось ее внутреннее ядро; затем, но не позднее 3,5 млрд. лет, - ее внешнее ядро; еще до 4,0 млрд. лет назад за счет выплавления из верхней мантии начала формироваться первичная базальтовая кора, а в интервале 4,0-3,0 млрд. лет ее стала замещать протоконтинентальная тоналитовая кора; к 2,5 млрд. лет ее в свою очередь в значительной степени заместила зрелая континентальная кора, почти тотчас же разделившаяся на верхний, гранитогнейсовый, и нижний, гранулито-базитовый, слои. Интенсивный рост континентальной коры продолжался до 1,7 млрд. лет; к этому рубежу могло возникнуть от 60 до 80% современной континентальной коры. Наращивание континентальной коры должно было идти за счет истощения верхней мантии; нижняя мантия подпитывала верхнюю главным образом флюидами.

Таким образом, к концу раннего докембрия в основном завершилось разделение твердой Земли на оболочки, из которых каждая более верхняя отличается от подстилающей более сложным химическим и минералогическим составом. Ядро состоит из железа с примесью никеля и, возможно, кремния, серы или кислорода, т.е. из отдельных элементов. Нижняя мантия сложена уже силикатами очень простого состава и окислами, верхняя мантия - также силикатами, но более сложными (пироксены, гранаты). Но наиболее сложным составом обладает земная кора, обогащенная литофильными элементами и их соединениями.

В позднем докембрии и фанерозое рост континентальной коры продолжался, но уже в более замедленном темпе, прерываясь ее деструкцией, первая фаза которой приходится еще на ранний протерозой. Рост континентальной коры происходил за счет более просто построенной более примитивной океанской, в результате ее субдукции, скучивания в аккреционных клиньях, островодужного и коллизионного магматизма, метаморфизма, гранитизации. Поскольку континентальная кора обладает «плавучестью» по отношению к океанской, а континентальная литосфера - по отношению к астеносфере, она, в принципе, является «непотопляемой». Но все же разрушение континентальной коры идет, причем двояким путем. Один из них известен давно - это денудация континентов, но основной объем сносимого с континентов материала оседает в пределах континентальных склонов и подножий и в дальнейшем, при столкновении континентов и островных дуг, возвращается в состав континентальной коры - pppa.ru. Другой способ разрушения континентальной коры установлен недавно - это тектоническая эрозия краев континентов в зонах субдукции. Продукты этой эрозии, поглощаясь зонами субдукции, наращивают континент снизу, а также, вместе с частью осадочного слоя океанской коры, уносятся на большую глубину (по представлениям А.Е. Рингвуда, до подошвы верхней мантии, но, возможно, даже глубже), а затем могут вовлекаться в мантийные струи и обогащать магму вулканических островов. Последние рано или поздно сталкиваются с континентами и входят в их состав. Таким образом, континентальный материал в конечном счете возвращается в состав континентов, пройдя круговорот - рицайклинг (recycling).

Структура континентальной коры систематически усложняется в связи с появлением все новых генераций подвижных поясов и систем и несмотря на определенную унаследованность последних от более древних. В итоге современная структура континентов отличается крайней сложностью, особенно в их верхних горизонтах, чему способствуют расслоенность литосферы и земной коры, дисгармоничные деформации отдельных слоев и пластин, изменение ориентировки напряжений вследствие перемещений литосферных плит.

В ходе развития земной коры и литосферы менялся и общий стиль деформаций и создаваемых ими структурных форм. В архее деформации проявлялись повсеместно примерно с одинаковой интенсивностью и были в основном пластичными. В конце архея верхняя кора стала хрупкой, в ней появилась сеть разломов, по которым в раннем протерозое началось раскалывание эпиархейского суперконтинента. Оно привело к разделению литосферы и коры на устойчивые блоки непереработанной континентальной коры - протоплатформы (эократоны) и подвижные пояса, закладывающиеся на той же коре, но утоненной и переработанной или даже замещенной корой океанского типа. Протоплатформы отличались повышенной подвижностью от своих более поздних аналогов и, в частности, появлением гранитогнейсовых куполов, обязанным разогреву и ремобилизациии кристаллического фундамента под их слаботеплопроводным чехлом. Также в конце архея, но главным образом в протерозое получил распространение особый вид подвижных поясов - гранулито-гнейсовые пояса, продукты энергичного столкновения протоплатформ. С позднего протерозоя стиль деформаций приобрел уже характер, близкий современному. Появление эвапоритовых формаций способствовало широкому развитию галокинеза - соляного диапиризма, к которому в позднем кайнозое присоединились глиняный диапиризм и грязевой вулканизм (не исключено, что последние проявлялись и раньше, но их следы стерты в геологической летописи).

Менялись в истории Земли и формы проявления, и состав продуктов магматической деятельности. Эффузивные покровы и силлы основной и ультраосновной магмы и пластовые интрузии гранитоидов были особенно широко распространены в архее. В позднем архее появляются диапировые интрузии гранитоидов, внедряющиеся в зеленокаменные пояса. В конце архея и начале протерозоя впервые массовое развитие получают дайковые рои, затем достаточно широко представленные среди более молодых образований и являющиеся предтечами комплексов параллельных даек в офиолитах. Тогда же, в раннем протерозое, возникают первые крупные дифференцированные пластообразные плутоны габбро-анортозитов, которые вместе с гранитами-рапакиви приобретают особенно большое значение в среднем протерозое - pppa.ru. К тому же времени относится появление кольцевых плутонов ультраосновных - щелочных пород и кимберлитовых трубок, формировавшихся во все более молодые времена. С раннего протерозоя известны и краевые вулканоплутоничесюие пояса и крупные гранитные батолиты, в то время как вулканические островные дуги появились уже в позднем архее.

В конце архея и раннем протерозое образуются первые поля платобазальтов с сопутствующими им интрузивными телами (траппы). Они распространены далее в среднем и позднем протерозое, почти, полностью отсутствуют в палеозое и снова приобретают большое значение в мезозое и кайнозое в тесной связи с новообразованием океанов.

Следует отметить, что появление особенно значительного числа новых типов магматических образований совпадает с концом архея - началом протерозоя, когда в развитии литосферы начинает утверждаться тектоника плит, а в мантии устанавливаются устойчивые системы конвекции. Несколько позднее в протерозое появляется и такой характерный ее атрибут, как пояса метаморфитов высокого давления - низкой температуры, глаукофановые сланцы. Впрочем, их роль в раннем протерозое могли играть более высокотемпературные эклогиты.

Параллельно с развитием литосферы и земной коры шло развитие астеносферы. Зародившаяся в виде расплавленного слоя, вероятно, на поверхности планеты («магматический океан»), затем ушедшая на некоторую глубину под новообразованную первичную кору, астеносфера приобрела затем характер лишь частично плавленной оболочки изменчивой мощности и вязкости.

Удаление выделявшегося в недрах Земли тепла на всем протяжении ее истории должно было обеспечиваться конвекцией, но тип конвекции сам изменялся в течение этой истории. Хаотическая конвекция двух наиболее ранних этапов сменилась более упорядоченной в архее, как об этом свидетельствуют относительно организованный план расположения зеленокаменных поясов и закономерное изменение их возраста в пределах отдельных щитов в определенном направлении. Несколько другой, но также все еще мелкоячеистый тип конвекции - конвекция Рэлея-Бенара с относительно небольшими полигональными ячеями - установился в раннем протерозое. Начиная с позднего протерозоя господствует уже крупноячеистая конвекция - одноячеистая в эпохи существования суперконтинентов - Пангей, дву- или многоячеистая в эпохи их распада.

Периодическое образование Пангей начиная с конца архея и их распад представляют одну из важнейших закономерностей развития литосферы, равно как и постоянная, также с отдаленных времен, диссимметрия Земли с ее разделением на материковое и океанское полушария: Пангее постоянно должна была противостоять Панталасса. Пангей, как и крупные империи в социальной истории Земли, всегда оказывались неустойчивыми. Не успев образоваться, они уже начинали подвергаться раскалыванию, рифтогенезу, что логично объясняется накоплением под их мощной и слаботеплопроводной литосферой эндогенного тепла. Последнее могло приводить к частичному плавлению верхней мантии и накоплению в основании коры базальтовой магмы (underplating - pppa.ru), в особенности в зонах рифтинга и под трапповыми полями. Имеются серьезные основания предполагать, что в истории Земли, по коайней мере с протерозоя, наблюдалась периодическая смена общемантийной конвекции двухъярусной, раздельной в нижней и верхней мантии. По мнению французских исследователей П. Машетеля и П. Вебера, это могло происходить с периодичностью в 500 млн лет. Представляется, что общемантийная конвекция могла возникать в период существования Пангей и приводить к их распаду, после чего она сменялась двухъярусной.

Білет №17

Поиск по сайту: