Магма и магмоообразование

1. Магма икристаллизация магматических расплавов
 
1.1 Общиепонятия о магме
Существующиепредставления о строении и составе внутренних частей Земли базируются на данныхсейсмологических измерений. Выделяется три основных оболочки Земли: земнаякора, мантия и ядро. Граница между земной корой и мантией располагается наглубине от 6 до 40–60 км и называется поверхностью Мохоровичича (границаМ) в честь югославского ученого, открывшего ее в 1909 г. Граница междумантией и ядром Земли открыта в 1914 г. Гуттенбергом (граница Г) ирасполагается на глубине 2900 км. Существуют также граница в мантии наглубине около 900 км, разделяющая вещество верхней и нижней мантии, и вядре на глубине около 5100 км, отделяющая наружное и внутреннее ядро.
Посовременным представлениям мантия Земли соответствует составу каменныхметеоритов, которые сложены оливином, никелистым железом, пироксенами, плагиоклазамии др. В пределах мантии существует слой пониженной вязкости (астеносфера), длякоторого характерно частично жидкое состояние. Мощность этого слоя под океанамисоставляет около 300 км, под складчатыми поясами – около 150 км, подплатформами – около 70 км и под древними щитами он отсутствует. В пределахастеносферы температура превышает температуру плавления базальтов (1000–1500ºС),а давление достигает 1–20 тыс. МПа. Раздел между мантией и земной корой (границаМ) фиксируется переходом от существенно оливиновых пород к породам, в которыхглавную роль играют полевые шпаты.
В нижней   части земной коры выделяется слой непостоянной мощности с плотностью около 2800–2900кг/м3, соответствующий смеси пироксенов и основных плагиоклазов («базальтовыйслой»). Название «базальтовый» условно, поскольку он сложен различнымипородами, в частности под континентами – метаморфическими породами. Мощностьбазальтового слоя под океанами составляет 2–3 км, а под континентами – 6–20 км.Выше его на континентах располагаются менее плотные породы (2600–2700 кг/м3),соответствующие кварцево-полевошпатовым породам (гранитам). Этот слой назван«гранитным», хотя значительная его часть сложена гнейсами и кристаллическимисланцами. Мощность гранитного слоя составляет 10–50 км. Верхнюю частьземной коры составляет слой осадочных пород (средняя плотность 2100 кг/м3).В зоне континентов он залегает на гранитном слое и имеет мощность 0–20 км.На океаническом блоке осадочный слой имеет мощность 0–3 км и залегает набазальтовом слое. Таким образом, в пределах континентов земная кора имееттрехчленное строение, а в зоне океанов – двухчленное. В областях переходных отконтинентов к океанам (островные дуги, окраинные и внутренние моря) земная корахарактеризуется малой и невыдержанной мощностью гранитного слоя (корапереходного типа). Наибольшая мощность коры континентального типа (50–75 км)характерна для альпийских складчатых областей, а под древними платформами идокембрийскими щитами она минимальна (25–35 км).
В областях,переходных от материков к океанам, располагаются современные геосинклинальныесистемы. Они состоят из глубоководных желобов, островных дуг и геосинклинальныхкотловин, непосредственно прилегающих к континентальному шельфу. Островные дугиобращены выпуклостью в сторону океана. На их выпуклой стороне расположеныглубоководные желоба, а на внутренней – зоны вулканизма. С островными дугамисвязана повышенная сейсмичность. При этом, чем дальше от островов вглубьконтинентов, тем глубже становятся очаги землетрясений, фиксирующие зоны активногоглубинного разлома, падающего под континент (поверхность Беньофа).
Внешняяоболочка Земли, где зарождаются магмы и развиваются глубинные тектоническиепроцессы, располагаются очаги землетрясений, осуществляются перемещениявещества, генерируются потоки флюидов, инициирующие процессы магматизма иметаморфизма называется тектоносферой. Наиболее жесткий       слой верхнеймантии до глубины около 70 км совместно с земной корой объединяется подназванием «литосфера», которая расчленена на 10 литосферных плит, к границамкоторых прпурочены глобальные подвижные зоны с очагами землетрясений,положительными термическими аномалиями и вулканизмом (срединноокеаническиехребты, тектонически активные островные дуги, континентальные рифтовые зоны идр.).
1.2 Природамагмы
Изверженныегорные породы образуются в результате застывания горячего подвижногосиликатного расплава, называемого магмой. Магма обычно считается расплавленнымвеществом горной породы. Для магм, изливающихся из вулканических жерл иназываемых лавами, всегда характерно резкое преобладание сложной жидкойсиликатной фазы. Тем не менее текущая магма обычно содержит взвешенныекристаллы и пузырьки газа. Это позволяет говорить о том, что лава – этофизически сложная смесь нескольких фаз, и представлять ее себе как«расплавленную породу» значит прибегать к ничем не оправданному упрощению.Кроме того, имеются основания предполагать, что многие изверженные горныепороды, затвердевшие раньше, чем они достигли земной поверхности, образовалисьиз подвижного интрузивного материала, который был только частично жидким вовремя его внедрения. Сомнительно, например, чтобы некоторые гранитные интрузиибыли когда-нибудь совершенно, или в большей своей части жидкими. Однако такиепороды условно классифицируются как изверженные на основании их интрузивныхсоотношений с окружающими породами. К тому же, как известно, не существуетпризнаков, по которым можно было бы вполне уверенно доказать, был или не былродоначальный интрузивный материал хотя бы частично кристаллическим. Такимобразом, мы вынуждены или сильно ограничить категорию несомненно изверженныхпород, или расширить представление о магме. Последний путь более правильный.Поэтому термин «магма» мы будем использовать для обозначения всех встречающихсяв природе подвижных изверженных материалов, которые в значительной частисостоят из жидкой фазы, имеющей состав силикатного расплава. При этомисключаются такие материалы, как чистые сульфидные, фосфатные или карбонатныерасплавы, для которых можно использовать специальный термин «Сульфидная магма» ит.д.
Сфизико-химической точки зрения магму следует рассматривать какмногокомпонентную систему, состоящую из жидкой фазы или расплава и некоторогоколичества твердых фаз в виде взвешенных кристаллов оливина, пироксена,плагиоклаза и т.д. Иногда в ней может присутствовать также газовая фаза. Жидкаяфаза представляет собой взаимный раствор всех компонентов. Этот раствор,вероятно, сильно отличается от обычных водных растворов ионизированных солей, вкоторых преобладают катионы Na+, Ca2+, и анионы (SO4)2- иCl- Силикаты являютсянаиболее важными компонентами изверженных пород. И химически эквивалентное имвещество составляет большую часть жидкой фазы в магме. Физическое состояниеэтих силикатов в расплаве достоверно не известно. Прочно связанные анионныегруппы [SiO4], подобные структурным элементам силикатных минералов, вероятно,встречаются и в расплавленной магме совместно со свободными катионами Fe2+, Mg2+, Ca2+ и Na+. Эти структурные группы(кластеры) в жидкой фазе можно рассматривать как группы кремнекислородных иалюмокремнекислородных тетраэдров, связанных в сложные группы. Состав ихприближается к составу анионных радикалов различных подклассов силикатов ([SiO4], [Si2O6], [AlSi3O8]). Степень комплексностиэтих групп зависит от температуры и от состава магмы, так как добавканебольшого количества (ОН) или F вызывает распад крупных ионных групп, уменьшая тем самымвязкость расплава.
Судя посоставу газов, извергаемых вулканами, газовая фаза магмы состоит в основном изводы и небольшого количества CO2, HCl, HF, SO2, H2BO3 и др. На глубинах, превышающих несколько сотметров, вода находится выше ее критического давления (табл. 1.1).
Вследствиеэтого вещество может быть непрерывно переведено либо повышением давления, либоповышением температуры, либо и тем и другим одновременно из состоянияразреженного пара в состояние флюида с плотностью того же порядка, что ижидкость в обычных условиях.
1.3Температура магм
Измеренныетемпературы лавовых потоков, в большинстве случаев, составляют от 900 до1100ºС. Это, в основном, относится к лавам с базальтовым и андезитовымсоставом. Наиболее высокие значения получены для базальтовых лав. Температурасильно закристаллизованной «роговообманковоандезитовой» лавы, изверженной извулкана Сантиагуита в Гватемале, равна 725ºС. Наиболее высокие температуры(1150 и 1350ºС) были определены для насыщенных газом лав из газирующихкуполов Гавайских островов. Внутри Земли магма, несомненно, сохраняется, покрайней мере, частично, в жидком состоянии при температурах гораздо болеенизких, чем температуры лав, текущих на поверхности. Зеленая роговая обманка ибиотит – обычные минералы в богатых кремнеземом изверженных породах. Ихструктурные отношения с ассоциирующими минералами и стеклом показывают, что оникристаллизовались тогда, когда магма была еще жидкой. На воздухе зеленыероговые обманки при 750ºС превращаются в бурые окисленные роговые обманки;кроме того, некоторые магматические биотиты разлагаются при 850ºС.Мусковит, как минерал, присущий многим гранитам, не может кристаллизоваться притемпературах, намного превышающих 700ºС, даже при давлении воды внесколько тысяч бар. Экспериментальные исследования кристаллизацииводосодержащих полевошпатовых расплавов показали, что расплавы, приближающиесяпо составу к граниту, могут существовать при давлениях воды, сравнимых сглубинными, и при температурах ниже 700ºС.
На основанииэкспериментальных данных и учитывая законы термодинамики, можно сделать вывод,что внутри земной коры температура базальтовой магмы обычно ниже 1000ºС(вероятно, 800–900ºС), а температура наиболее богатых кремнекислотой магм– 600–700ºС. Наиболее вероятный интервал внутрикоровых магматическихтемператур лежит в интервале 700–1100ºС. Низкие температуры в этой областиотносятся к насыщенным водой гранитным магмам, более высокие – кпироксенандезитовым и базальтовым магмам.
1.4Процесс охлаждения магмы
Магма,охлаждаясь в определенном интервале температур, подвергается действиюфизических и химических реакций, которые согласно принципу Лешателье должныбыть экзотермическими (например, конденсация газа, кристаллизация из жидкости,химические реакции с выделением тепла).
Если магмурассматривать как закрытую систему, то есть если обмен материей между магмой иее окружением отсутствует, то можно ожидать, что магмы различного состава могутнесколько отличаться последовательностью кристаллизации, даже если физическиеусловия тождественны. Одна и та же магма в различных физических условиях должнавести себя по-разному. Последовательность явлений, происходящих в магме,охлаждающейся под постоянным внешним давлением, иная, чем в магме, охлаждающейсяпри постоянном объеме.
Совершенноочевидно, что в большинстве случаев магма является открытой системой со многимипеременными. Поэтому, не зная достаточно хорошо физических условий,господствующих в магме, нельзя предсказать ее поведение. Единственнымидостоверными данными о свойствах и поведении магмы являются сведения, которыедают химические, минералогические и структурные исследования пород при условии,что они будут точно интерпретированы.
Как бы нибыло трудно судить о поведении магмы, все же можно установить различие междумагмой, охлаждающейся на больших глубинах и магмой лавовых потоков,охлаждающейся на дневной поверхности. Эта разница обусловлена изменениями вравновесии, зависящими от разницы давлений в этих условиях и различиями вмеханизме охлаждения. На поверхности охлаждение идет сравнительно быстро, врезультате чего кристаллизация может и не осуществиться, так как магма,затвердевая, перейдет в стеклообразное метастабильное состояние. Там же, гдепроизойдет кристаллизация, некоторые реакции могут протекать не полностью.Оливин, например, только частично может превратиться в пироксен – минеральнуюфазу, устойчивую при более низкой температуре в присутствии избытка кремнезема.
Скоростьохлаждения зависит не только от глубины, но также от размера и формыинтрузивного тела. Малые тела со сравнительно большой поверхностью при данномобъеме охлаждаются гораздо быстрее, чем крупные тела почти сферической формы.Фактически скорость охлаждения, по-видимому, почти всегда одна и та женезависимо от того, охлаждается тело на глубине 100 или 1000 м. Типичныепризнаки быстро охлажденных масс можно найти в тонких пластинчатых телах,внедренных на значительной глубине, но они могут отсутствовать в мощных телах,внедрившихся в поверхностные толщи.
Большаяразница между магмой, охлаждающейся на больших глубинах, находится всоответствии со свойствами летучих компонентов, главным образом воды.Растворимость воды в силикатных расплавах, по-видимому, в некоторых пределахвозрастает с повышением давления, так как молекулярный объем водяного паразначительно больше при низком давлении, чем парциальный молекулярный объем водыв расплаве. Магмы, достигающие поверхности, могут вследствие этого потерятьбольшую часть своих летучих компонентов.
Летучиекомпоненты играют весьма важную роль в двух смыслах. Во-первых, они имеютсравнительно низкие молекулярные веса, а их молекулярные доли в расплаве великипо сравнению с их концентрацией в весовых процентах. Например, молярная доляводы в шести процентном растворе воды в альбите составляет почти половину.Вследствие этого малые количества воды заметно изменяют химические потенциалыдругих компонентов в расплаве, вызывая значительное понижение точек плавленияразных составляющих магму силикатов. Во-вторых, такие компоненты, как H2O, F, Cl значительно понижаютвязкость силикатных расплавов. Этот факт объясняется разрывом кислородныхмостиков Si-O-Si, когда O замещается (OH) или F.
Быстроеснятие давления эквивалентно в отношении кристаллизации быстрому охлаждению.
Вязкостьрасплава хорошо иллюстрирует зависимость физических свойств магмы от состава ипараметров окружающей среды. Вязкость силикатных расплавов очень быстро уменьшаетсяс повышением температуры. Она, вероятно, возрастает с понижением давления припостоянной температуре. Вязкость также сильно зависит от содержания кремнеземав расплаве. Она значительно выше для богатых, чем для бедных кремнеземом магм.Кроме того, на вязкость, как уже отмечалось, влияет присутствие летучихкомпонентов, хотя экспериментально эта величина не определена. Следовательно,предсказать вязкость природной магмы невозможно. Резкие местные изменениявязкости иногда наблюдаются в кажущихся однородными лавах, излившихсяодновременно из одних и тех же вулканов.

2.Родоначальные магмы
Природныеассоциации магматических пород, закономерно возникающие в подобныхгеологических условиях, указывают на то, что разные породы, входящие в составодной ассоциации, имеют общее происхождение, образуются из одной родоначальноймагмы. Представление о том, что каждая порода образовалась из особой первичноймагмы, устарело. Установлено, что многие магмы являются производными от весьманезначительного количества родоначальных магм. Главный признак родоначальноймагмы – многократное появление ее на протяжении геологической истории в большихобъемах на больших участках земной коры. Кроме того, очевидно, что породы,соответствующие по составу родоначальной магме должны преобладать. Так и есть вдействительности. Базальты и граниты – самые распространенные магматическиепороды Земли.
Существуетнесколько представлений о числе родоначальных магм. По мнению Н. Боуэнасуществует одна родоначальная магма базальтового состава, что, по его мнению,подтверждается следующим.
1. Излияниебазальтовой магмы, мало изменяющейся по составу, повторялось во всегеологические периоды в геосинклинальных и платформенных обстановках, а такжена океаническом блоке. Следовательно, базальтовая магма имеет всеобщееразвитие.
2. Базальты ипироксеновые андезиты – самые распространенные эффузивные породы, средиинтрузивных пород преобладают граниты. Можно предположить, что базальты, какбыстро затвердевшие эффузивные породы являются продуктом первичнойнедифференцированной магмы, а интрузивные граниты, кристаллизовавшиесямедленно, могли получиться в результате дифференциации базальтовой магмы.
3. Некоторыедолериты и диабазы содержат кварц и калиевый полевой шпат, как последнийпродукт кристаллизации базальтовой магмы. А значит процесс дифференциациибазальтовой магмы может привести к образованию кислого расплава, который послеотделения может раскристаллизоваться в виде гранитоидов.
Ф.Ю. Левинсон-Лессингсчитал, что существует базальтовая и гранитная родоначальные магмы и приводилследующие аргументы.
1. Граниты ибазальты по своей распространенности на Земле намного превосходят все остальныемагматические породы.
2. Наличиедвух магм соответствует представлению о разделении земной коры на более легкуюверхнюю оболочку, богатую кремнием, алюминием и щелочными металлами и тяжелуюнижнюю оболочку, богатую магнием и железом.
3.Невозможность образования громадных масс гранитов за счет дифференциациибазальтовой магмы. По мнению Ф.Ю. Левинсона-Лессинга, конечным продуктомкристаллизационной дифференциации базальтовой магмы должен быть не гранит, асиенит, состоящий на 50% из альбита, на 26% из анортита и на 24% из диопсида.При этом количество сиенита не может превышать 10% общего объема базальтовой магмы.
4. В ходедифференциации базальтовой магмы вместе с гранитами должны были быобразовываться ультраосновные породы, которых, как известно, значительноменьше, чем гранитоидов.
По мнению А. Холмса,существует три родоначальных магмы: базальтовая, гранитная и перидотитовая. Этопредставление основано на следующем.
1. Вгеосинклинальных зонах присутствуют протяженные пояса ультраосновных пород,развивающихся независимо от распространения интрузиивных пород основногосостава.
2. Вхимическом составе ультраосновных пород различного происхождения имеютсяхарактерные особенности. В перидотитах, возникших из родоначальнойультраосновной магмы, отношение количества магния к железу всегда больше 6, а вперидотитах, которые являются производными базальтовой магмы это отношениесоставляет 3,5–7,5. Кроме того, перидотиты первого типа содержат примесь меди,не содержат титан, имеют незначительную примесь алюминия и очень малоеколичество щелочных металлов, особенно калия.
3.Существование таких эффузивных ультраосновных пород как коматиты, меймечиты икимберлиты подтверждает наличие застывшей магмы ультраосновного состава.
Кроме того,существует тенденция приписывать первичное происхождение некоторым другиммагмам (например, анортозитовой). Это связано с тем, что трудно объяснитьпроисхождение соответствующих пород в результате эволюции базальтовой,гранитной и перидотитовой магм.
2.1Природа и происхождение ультраосновной магмы
 
При анализеминерального состава и выше описанных полевых данных могут возникнуть некоторыесомнения по следующим вопросам, связанным с генезисом перидотитов исерпентинитов альпийского типа.
1. Заисключением «холодных интрузий» серпентинитов, формирование ультрамафическихтел сопровождалось внедрением высокомагнезиальной ультраосновной магмы вдольстратиграфически или структурно ослабленных поверхностей во вмещающих породах.
2. Конечнымпродуктом отвердевания внедрившейся магмы в ряде случаев (в том числе и вслучае некоторых наиболее крупных из известных ультрамафических тел) являлисьдуниты или дунит-гарцбкргиты. Весьма вероятно, что все серпентинитовые телаальпийской ассоциации на соответствующей стадии своего развития состоялиглавным образом из кристаллического оливина и пироксена (особенно энстатита) вкачестве второй, но нередко подчиненной по количеству составной части.
3.Температура на контакте даже для крупных тел, слабо затронутыхсерпентинизацией, соответствуют нижним ступеням метаморфизма и были, видимо, невыше, а ниже 500ºС.
Этот вывод,основанный на данных, полученных при изучении метаморфизма вмещающих пород,вероятно, противоречит любой гипотезе, предполагающей внедрение нацело иличастично жидкой магмы. В лабораторных условиях магнезиальный оливин такоготипа, который встречается в дунитах, начинает плавиться при температуре около1600ºС и полностью расплавляется только при 1800ºС. Даже допускаявозможное понижение температуры на несколько сотен градусов в присутствии водыи избыточной кремнекислоты. Мы вынуждены прийти к заключению, что перидотитовыйрасплав может существовать только при очень высоких температурах. Однакопороды, вмещающие альпийские перидотитовые интрузии, даже при тщательном ихизучении не обнаруживают каких-либо признаков, указывающих на существованиехотя бы близких температур. На этом основании классическая гипотеза Фогта,согласно которой перидотитовые расплавы развиваются в результате переплавленияоливиновых кристаллов, накапливающихся под воздействием силы тяжести на раннихстадиях кристаллизации базальтовой магмы, отбрасывается. Дополнительным фактом,подтверждающим предположение, согласно которому перидотитовый расплав никогдане возникает во внешней (наружной) оболочке земной коры, является почти полноеотсутствие лав соответствующего состава.
Несмотря навеские доказательства, указывающие на невозможность существованияперидотитового расплава, некоторые соотношения, наблюдаемые в поле, на первыйвзгляд трудно совместить с этой гипотезой. В частности, Хесс указывал, чтоиногда встречаются породы, которые могут быть интерпретированы кактонкозернистые закаленные краевые фации дунитовых интрузий. Кроме того, онотмечал существование узких разветвляющихся даек перидотитов, сложенных свежиминедеформированными сросшимися кристаллами оливина.
Другие авторыупоминают об узких трубках дунитов, пересекающих, и, по-видимому, внедренных впироксениты, тогда как многочисленные отмеченные примеры энстатитовыхпироксенитов, секущих перидотиты, наводят на мысль о возможности существованиячистых энстатитовых магм в виде подвижных расплавов. Хесс для объяснениявозникающих затруднений высказал предположение, что первичная магма перидотитови серпентинитов представляла собой насыщенный водой ультрамафический расплав,приближающийся по составу к серпентинитам. Он предположил также, что эта магмаобразуется при дифференциальном плавлении перидотитового субстрата поддействием локального давления очень большого утолщающегося участкаперекрывающей гранитной коры в тех местах, где она была смята в складки поддействием орогенических сил. Эта гипотеза должна объяснить многочисленныенаблюдающиеся факты, а именно: а) отсутствие высокотемпературного метаморфизмав контактах перидотитовых; б) отсутствие перидотитовых лав (объясняетсяпредположением, что перидотитовые магмы сохраняют высокое содержание водытолько при высоких давлениях); в) связь перидотитовых поясов с зонамиотрицательных аномалий силы тяжести (гранитная оболочка увеличена) в активныхорогенических зонах, таких как островные дуги Индонезии и Карибского моря.Однако гипотеза основывается на предположении, что водные ультрамафическиерасплавы могут быть образованы и способны существовать в пределах значительногоотрезка температур, слишком низких, чтобы могло произойти значительноеплавление прогнувшейся книзу гранитной массы.
Под влияниемгипотезы Хесса Боуэн и Таттл провели в лабораторных условиях изучение системы MgO-SiO2-H2O при температурах900ºС и давлениях, соответствующих глубине 7 км. В этих условиях идаже при 1000ºС и давлении в два раза меньшем жидкой фазы не наблюдалось.По словам Боуэна ти Таттла: «Нет никаких данных, что вообще может существоватькакая-либо магма, которую можно было бы назвать серпентиновой и, конечно, еесуществование невозможно ниже 1000ºС. Серпентиновая магма гипотезы Хессадолжна быть отвергнута как не соответствующая экспериментальным данным».
Боуэнпредложил следующий механизм образования перидотитовых интрузий, который внастоящее время считается одним из наиболее вероятных. Согласно Боуэну,перидотитовые «магмы» ко времени внедрения состояли в основном из кристалловоливина. Гравитационное оседание оливина, отделяющегося от базальтовой магмы, –хорошо установленный механизм, посредством которого могут образовываться«магмы» подобного типа. Был ли оливин настолько подвижным, чтобы внедриться вглубинных условиях? По мнению Боуэна, необходимая степень мобильности былаобусловлена эффектом смазки, вызванным небольшим количеством межгранулярногомагматического расплава или даже водяного пара. Для дунитов и перидотитов, какправило, характерна структура, которая могла возникнуть в результате деформацийи течения по существу кристаллической массы: волнистое погасание оливина, а длямногих пород полосчатая или даже типично милонитовая текстура. Эти особенностиговорят о том, что оливин представляет собой минерал, чувствительный кпластическим деформациям под воздействием глубинных условий, и что перидотитыальпийского типа обычно подвергались пластическим деформациям послеотвердевания. Лабораторные исследования в условиях температуры и давления,соответствующих глубине около 18 км, подтверждают это предположение. Если,кроме того, предположить, что медленно двигающаяся кристаллическаяперидотитовая масса поглощает воду, особенно на периферии, из окружающихнасыщенных водой осадочных пород и вследствие этого претерпевает частичнуюсерпентинизацию, то, вероятно, можно говорить о том, что в результате этогопроцесса возрастает подвижность интрузивного тела.
Противгипотезы Боуэна может быть выдвинут следующий аргумент: если альпийскиеперидотиты представляют собой кристаллическую фракцию, образовавшуюся врезультате дифференциации базальтовой магмы, они должны сопровождаться другими,более богатыми кремнеземом породами. Представляющими собой дополнительныйжидкий дифференциат. В действительности такие сопутствующие породы, какправило, или отсутствуют, или их очень мало. Но в большинстве магматическихпровинций мира внедрению ультрамафических тел предшествовало излияние большихобъемов основных магм (спилиты и другие основные породы). Можно предположить,что спилиты, обычно бедные оливином, представляют собой тот самый дифференциат.
Боуэн и Таттлобъясняют также и происхождение энстатит-пироксенитовых жил, секущих дуниты итонких жил в пироксенитах. Водяной пар, насыщенный SiO2 и проникающий потрещинам в дуните при температуре выше 650ºС, может превратить породустенок трещины в энстатитовый пироксенит. Ветвящаяся форма и небольшая мощностьтаких жил, а также значительные размеры энстатитовых кристаллов подтверждаютподобный способ происхождения. Возможна и обратная картина, когда пироксенитыпод влиянием водяного пара, недосыщенного SiO2, при таких же температурахмогут быть местами превращены в дуниты.
Многиеультрамафические интрузии альпийского типа представляют собой серпентиниты. Нетсомнения в том, что серпентин образован из оливина и пироксена (энстатита), таккак известны многочисленные примеры перехода от перидотитов к серпентинитам, аво многих серпентинитах имеются реликтовые зерна неизмененного оливина илипироксена или же присутствуют псевдоморфозы серпентина по одному из этихминералов. Существуют многочисленные полевые, химические и петрографическиеданные, которые должна объяснять теория серпентинизации. Вот некоторые из них.
1. Многиеультрамафические интрузивные породы состоят частично из перидотитов, а частичноиз серпентинитов. Совершенно ясно, что в подобных телах распространениесерпентинита не связано с близостью к земной поверхности или уровнем грунтовыхвод. Эти условия хорошо наблюдаются в некоторых крупных перидотитовых поясах наюге Новой Зеландии, где в ряде мест вдоль горных гребней на высоте от 200 до1800 м выходят свежие дуниты, в то время как в других местах глубокиепослеледниковые каньоны на глубине 1 км пересекают именно серпентиниты.Таким образом, совершенно ясно, что серпентинизация перидотитов представляетсобой процесс, не связанный с выветриванием и родственными гипергеннымиявлениями.
2. Вотношении того, как связать распространение серпентинитов с формой интрузивноготела, мнения разделяются. Одни считают, что серпентинизация в большинствеслучаев либо равномерно распространена во всем ультраосновном теле, либохарактеризуется случайным распределением, не связанным с границами тела. Однаков немногих случаях серпентинизация возрастает по направлению от центральнойчасти (ядра) ультраосновного тела. По мнению других исследователей,периферическая серпентинизация перидотитов представляет собой более важноеявление. В общем, пространственная связь серпентинитов с перидотитами можетбыть, по-видимому, в равной степени объяснена двумя различными способамисерпентинизации, предусматривающими соответственно воздействие внутренних (тоесть магматических) или внешних вод.
Серпентинизацияоливина, во всяком случае, в начальной стадии, очень часто проявляется вомногих вулканогенных и плутонических породах, включая базальты, пикриты иперидотиты стратифицированных лополитов. В этих случаях процесс, по-видимому,совершается в основном под действием позднемагматических водных растворов,действующих на все еще нагретую породу. Конечно, серпентинизация магнезиальныхоливинов метаморфических пород должна происходить при температурах, непревышающих нескольких сотен градусов. Аналогично серпентинизация перидотитовыхтел альпийского типа может быть обусловлена воздействием водных растворов наумеренно нагретые кристаллические перидотитовые тела во время или послевнедрения.
Экспериментальныеработы Боуэна и Таттла подтверждают это основное положение. Они показали, чтосодержащий воду магнезиальный оливиновый расплав, охлажденный до 1000ºС,будет представлять собой скопление оливиновых кристаллов, промежутки междукоторыми будут заполнены парами воды. Эта масса будет охлаждаться безкаких-либо химических изменений до температуры около 400ºС, когда оливинначнет замещаться серпентином и бруситом, причем это замещение будетпродолжаться до тех пор, пока будет существовать свободная вода. Температура,при которой может начаться серпентинизация, заметно ниже в том случае, когдаоливин содержит железо, и в случае богатого железом оливина температура,возможно, настолько низка, что серпентинизация этого минерала в глубинныхусловиях, по-видимому, невозможна. Серпентинит может образоваться при500ºС либо путем воздействия чистой воды на оливиново-энстатитовые смеси,либо из одного оливина, если водный раствор обогащен СО2 и, такимобразом, способен удалить оксид магния из системы. Выше температуры 500ºСоливин нельзя превратить в серпентинит. В присутствии водных растворов, способныхпривносить SiO2 или выносить MgO, оливин при высоких температурах испытываетдругие изменения:
1) между500 и 625ºС – оливин→тальк;
2) между625 и 800ºС – оливин→энстатит→тальк;
3) выше800ºС – оливин→энстатит.
Прежде чемпересмотреть различные гипотезы серпентинизации в свете этих данных, следуетрассмотреть предполагаемые объемные взаимоотношения. Серпентинизация оливинапри простой добавке воды, SiO2 и CO2 без выноса оксида магния должна вызватьзначительное увеличение объема, как это иллюстрируется классическимиуравнениями:
2Mg2SiO4 + H2O + CO2 → H4Mg3Si2O9 + MgCO3
оливин       привнос    серпентин магнезит
280 г, 88 см3 276г, 110 см3 84 г, 28 см3
и
3Mg2SiO4 + 4H2O + SiO2 → 2H4Mg3Si2O9
оливин                привнос    серпентин
420 г, 131 см3552 г, 220 см3.
Однаконаблюдаемые под микроскопом структуры и полевые взаимоотношениянедеформированных серпентинитов ясно показывают, что серпентинизация обычносопровождается очень небольшим увеличением объема или же увеличение объема непроисходит совершенно. Поэтому вышеприведенные уравнения не могут отражатьистинный ход серпентинизации дунитов. Более вероятна реакция, в которой оливинзамещается таким же объемом серпентинита, а избыток MgO и SiO2 выносится в раствор. Этоприближенно может быть выражено следующим уравнением:
5Mg2SiO4 + 4H2O → 2H4Mg3Si2O9 + 4MgO + SiO2
оливин привноссерпентин выносится в растворе
700 г, 219 см372 г 552 г, 220 см3 160 г 160 г.
Чтобы такаяреакция произошла, суммарная концентрация MgO SiO2 в водном растворе,который удаляется из системы, не должна превышать некоторого предельногообъема. Поэтому большое количество воды останется свободным. Так, если 700 г. оливина будет превращено в серпентин в результате химического воздействия равного веса воды,то 72 г. воды должны остаться в серпентините, а остающиеся 628 г. должны вынести из системы 160 г. MgO и 60 г. SiO2. Кроме того, если из ультрамафической породы притемпературах 200 или 300ºС будут непрерывно удаляться растворы, настолькообогащенные оксидами магния и кремния, то должен произойти магнезиальный метасоматозокружающих пород. Подобные явления отмечаются редко, хотя известнымногочисленные примеры региональной силификации в серпентинитовых поясах. Такимобразом, неизбежно напрашивается вывод, что серпентинизация перидотитов путемравнообъемного замещения требует больших количеств свободной воды. Хесс,выдвинувший гипотезу «серпентинитовой магмы», избежал этого затруднения. Онпредположил, что в начале происходит предварительная кристаллизация оливина, азатем уже последующая реакция между оливином и почти равным объемом остаточноговодного кремнекислого раствора с образованием серпентинита:
3Mg2SiO4 + H4SiO4 + 2H2O → 2H4Mg3Si2O9
оливин 61 см3± 36 см3 ± серпентин
131 см3 220см3.
Однако, какуже отмечалось, гипотеза Хесса должна быть отвергнута как несовместимая симеющимися экспериментальными данными.
Учитывая всевышеизложенное о процессе серпентинизации, а также различные представления оприроде и происхождении перидотитовой магмы, правомерно существование двухальтернативных гипотез.
1.Перидотитовые магмы представляют собой водные магнезиальные расплавы, возможноприближающиеся по составу к серпентиниту. Серпентинизация является либопозднемагматическим, либо вторичным (автометасоматическим) процессом – реакциеймежду еще нагретым оливином и водными расплавами или растворами,образовавшимися из кристаллизующейся магмы. Этой точки зрения придерживалисьЛодочников, Хесс и др. Однако она выглядит совершенно несостоятельной в светеэкспериментальных данных, полученных Боуэном и Таттлом.
2.Перидотитовые «магмы» состоят в основном из оливиновых и пироксеновыхкристаллов, промежутки между которыми заполнены магматической жидкостью илипарами воды. Серпентинизация почти соответствует равнообъемному замещению и происходит,по-видимому, при температурах от 200 до 400ºС. Необходимая для этойреакции вода, вместе с растворенными в ней SiO2 и СО2, можетбыть получена из различных источников:
А. В случаеслабой серпентинизации небольшое количество участвующей в реакции воды можетиметь магматическое происхождение и серпентинизация может представлять собойавтометасоматический процесс. На этом способе образования особенно настаивалБенсон, и он широко поддерживался многими авторами как хорошо объясняющийсерпентинизацию. Однако Боуэн и Таттл показали, что автометасоматоз перидотитовдолжен скорее вызвать сложную серию замещений, как-то: превращение энстатита втальк при высокой температуре и изменение оливина в серпентин и брусит при температурахниже 400ºС. То, что и оливин и энстатит очень широко замещаютсясерпентином (при этом энстатит более устойчив), свидетельствует о том, чтоавтометасоматоз встречается гораздо реже, чем это представлялось до сих пор.Там, где тальк образует псевдоморфозы по энстатиту, автометасоматоз болеевероятен.
Б. Серпентинизация,в некоторых случаях, может быть обусловлена действием внешней постороннеймагматической воды, поступившей, например, из близрасположенных интрузивныхгранитов. Однако известны многочисленные случаи (например, серпентинитыКалифорнии и крупные тела перидотитовых серпентинитов юга Новой Зеландии),когда граниты, более молодые, чем ультрамафические интрузии, не были источникоммагматической воды.
В. Главнаямасса большого количества воды (и растворенных СО2, SiO2 и др.), необходимого дляполной серпентинизации крупных ультрамафических тел, могла быть получена изокружающих, насыщенных водой геосинклинальных осадков или из газов и растворов,двигающихся в стороны и кверху от сходных пород, испытывающих на глубине, нижеультрамафических тел, уплотнение, цементацию и метаморфизм, либо даже издвигающегося кверху потока ювенильной воды, не связанного ни с какиммагматическим источником. Ультрамафические интрузии, медленно внедряющиесявдоль зон главных дислокаций в геосинклинальных толщах, должны быть легкодоступны для таких растворов, двигающихся кверху вдоль тех же ослабленных зон.Растворы сходного происхождения могут играть значительную роль при превращениибазальтовых пород в спилиты при натриевом метасоматозе, а также при образованииглаукофановых сланцев. Возможно, в этой связи важно учесть относительно высокоесодержание хлора и бора в некоторых серпентинитах, а также отмечаемуюспособность турмалина, аксинита и других борсодержащих минералов образовыватьобогащенные участки в серпентинитовых породах. Хлор и бор присутствуют в малыхколичествах в несерпентинизированных перидотитах, но их довольно много вморской воде.
В настоящеевремя в качестве рабочей гипотезы можно принять двойственную концепциювнедрения перидотитовой «магмы» в значительной степени в кристаллическомсостоянии с одновременной или последующей серпентинизацией слагающих ееминералов (оливина и энстатита) в результате воздействия водных растворов илипаров, происходящих или из окружающих геосинклинальных осадков или изинтрузивных тел кислой магмы. Однако эта гипотеза, подобно любой другойгипотезе, может быть подвергнута различным изменениям и уточнениям и даже можетбыть совсем отброшена, если она окажется несовместимой с фактами, еще неизвестными в настоящее время.
Экспериментальныеданные Б. Майсена и А. Бёттчера (1979) свидетельствуют о значительноболее низких температурах образования ультраосновных водонасыщенных расплавов,чем это предполагалось ранее. Эти температуры (около 1300ºС) при высокомгеотермическом градиенте и высоких содержаниях H2O в слабодифференцированной мантии на ранних стадиях развития Земли были вполнедостижимы при генерации ультраосновных магм, служивших источниками коматитовыхлав (некоторые коматиты содержат 10 вес. % воды). При добавлении CO2 в систему перидотит-водапроисходит снижение температуры плавления. В интервале давлений 15–30 кбарсмещение составляет около 20ºС.
Вероятно,различное положение границ плавления перидотита в зависимости от составафлюида, а также химизма исходного вещества может объяснить различную глубинуположения зоны зарождения мантийных расплавов. Кроме того, было установлено,что граница появления граната, в значительной степени зависящая от составаперидотитов, растянута на значительный интервал (примерно 10 кбар). Этопозволяет предполагать горизонтальную минералогическую неоднородность иразличия плотности в мантии.
Однородностьсоставов образующихся в глубинных условиях магм или их вариации, а такжепоследовательность, в которой они внедряются, определяются рядомфизико-химических и геологических ограничений. Эти ограничения, прежде всего,связаны с составом эвтектических точек, геометрией кривых фазовых равновесий, спроявлением ликвационных процессов, со временем взаимодействия магм с породамиверхних горизонтов земной коры. Согласно данным Х. Йодера (1978),существует регламентация однородности и последовательности изменений составамагматических расплавов, обусловленная способом образования магм. Им предложенодве модели образования магм: по типу горячей пластины и вследствиедиапирического процесса.
В первоймодели тепловой источник располагается непосредственно ниже «необедненногобазальтовой составляющей перидотита с ассоциацией оливин-ромбическтйпироксен-моноклинный пироксен-гранат при первоначальной температуре1100ºС, соответствующей континентальной геотерме. Силл или диапиркристаллического перидотита, лишенного базальтовой составной части на глубине130 км (давление около 40 кбар), имеет в верхней части температуру 1800ºСи большие энергетические запасы (135 кал/ºС). В этой модели вперекрывающих пластину «необедненных» перидотитах образуется зона плавления притемпературе начала плавления безводного гранатового перидотита 1500ºС. Какпоказывает изучение системы форстерит-диопсид-пироп, и плавление природныхгранатовых перидотитов при давлении 35 кбар, все главные минеральные фазыустойчивы с расплавом при постоянной температуре или внутри небольшоготемпературного интервала до тех пор, пока не будет достигнуто образование 30%расплава на верхней кромке плавления. Количество жидкости будет возрастать. За1000 лет возможно создание зоны плавления 100 м, в течение 10000 лет этазона достигнет 300, а в течение 25000 лет – 500 м. В зоне плавления будетсуществовать температурный градиент, и вследствие этого состав расплава вверхней зоне определяется постоянными условиями, а внутри зоны он обусловлен наивысшимипостоянными температурами. Таким образом, создаются значительный объем расплаваи его гетерогенность по вертикали зоны плавления.
Вторая модельплавления определяется диапирическим процессом внедрения «необедненного»гранатового перидотита в «обедненный» перидотит к глубинам, где достигаетсятемпература кристаллизации и происходит выплавление расплава из «необедненного»гранатового перидотита. Если предположить, что первоначальный диапиррасполагался на океанической геотерме на глубине 210 км, то при егоперемещении до уровня 130 км под влиянием внутренней теплоты начнетсяплавление. Количество создаваемого расплава прямо зависист от поднятия диапираи потерь тепла горячим перидотитом. Плавление охватывает около 30% массы пород,и диапир будет подниматься на 35 км в течение интервала плавления приотсутствии кондуктивной потери тепла. Разница температур между частичнорасплавленным диапиром и его окружением составляет на этой стадии около 375ºС.В случае потери тепла во вмещающие образования, пропорционально снижается иколичество расплава. Концентрация главных компонентов в жидкости будет примерноодинаковой во всем интервале плавления. Высокая степень плавления приурочена кверхней части зоны плавления и уменьшается по направлению к дну магматическойкамеры. При быстром подъеме диапира (10 см в год) полное плавлениенаступает через 350000 лет. При подъеме со скоростью 1 см/год пройдетминимум 3,5 млн. лет для получения 30% плавления. Обе модели имеют обратнуюпоследовательность составов расплавов по отношению к глубине зоны плавления.
Прирассмотрении моделей образования магмы нельзя не затронуть вопрос о минимальноми максимальном количестве расплава, отделяющегося от первичного мантийногоисточника. Считается, что при образовании щелочных базальтов, обогащенныхредкими элементами, степень плавления составляет менее чем 5%, тогда как приобразовании ультраосновных расплавов она превышает 60%. На основанииэкспериментальных работ по плавлению природных перидотитов (Арндт, 1977)выведена зависимость степени отделения жидкости от ее источника от различнойстепени плавления. Для ультраосновных составов было установлено, что лишь подостижении степени плавления около 40% образующаяся жидкость может отделятьсяот кристаллических фаз. Гомогенизация и отделение жидкости обусловлены осаждениемминеральных зерен через жидкость. Плавления 30–40% вещества недостаточно, длятого, чтобы генерировать ультраосновные магмы одним актом плавления, поскольку40% жидкости, образующейся при плавлении и еще не достигшей коматитовогосостава, стремится удалиться из источника. Следовательно, для образованияультраосновной магмы необходимо предполагать вторую или третью стадию плавленияодного и того же вещества, формирование расплава и тугоплавкого оливиновогоостатка. Это заключение подтверждается не только экспериментами, но и резкимобеднением легкими редкоземельными элементами перидотитовых коматитов.
Экспериментыпо плавлению шпинелевого лерцолита в щелочном базальте показали, чтокритический уровень удаления жидкости превышает 5% и что этот уровень зависитот размера зерен и вязкости расплава. Следовательно, такие магмы, как щелочныебазальты, которые имеют высокую концентрацию несовместимых малых элементов идля которых предполагается очень низкая степень плавления, не в состоянииотделяться от своего источника под влиянием плавучести. Для отделения такихмагм требуется дополнительное напряжение, создающее расширяющуюся зону, вкоторую будет втекать расплав, используя сетку межгранулярных пленок.
Наблюдаемое вокеанических толеитах различное содержание редких элементов, можно объяснитьэтапностью формирования магм сходного состава. На первом этапе после достижениякритического уровня удаления жидкости создается базальтовый расплав,обогащенный легкими редкоземельными элементами. Магмы, обедненные легкимиредкоземельными элементами, образуются после удаления порции базальтов раннегоэтапа, вместе с которыми удалены несовместимые легкие элементы.
Такоймеханизм двухэтапного плавления одного источника можно предполагать и дляобразования коматитовых магм. Если эта модель соответствует действительности,то состав коматитов, как бы он ни был близок к химизму предполпгаемого мантийногосубстрата, мало свидетельствует о действительном составе мантийного источника.Содержания главных и редких элементов в коматитах отражают химизм остатка послеэкстракции магмы первого этапа, но не исходной мантии.
Различия всоставах коматитов, в частности с высоким и низким отношением CaO/Al2O3, могут свидетельствоватьоб отделении магмы определенного состава на раннем этапе плавления. Например,коматиты нагорья Барбертон (ЮАР) имеют высокое отношение CaO/Al2O3, тогда как в относительнобедных оксидом магния коматитах Мунро из провинции Онтарио (Канада) этоотношение около 1. Предположим, что магма первого этапа плавления формироваласьпри давлении около 35 кбар в равновесии с оливином, моноклинным пироксеном,ромбическим пироксеном при преимущественном вхождении граната в расплав. Этодолжно привести к обогащению магмы Al2O3 относительно CaО и среднему уровнюсодержания легких редкоземельных элементов. Дальнейшее плавление этогоисточника даст расплав, сходный по составу с коматитами провинции Барбертон (свысоким значением CaO/Al2O3 и ровным профилем редкоземельных элементов).
Другойваритант плавления может произойти, если первая магма формируется в равновесиис оливином, пироксенами и гранатом. В этом случае при 20-и процентномплавлении, когда почти весь моноклинный пироксен плавится, состав расплавадолжен быть менее основным. При дальнейшем подъеме диапира и его плавлениигранат как устойчивая и плотная фаза может оседать в жидкости, последняя будетиметь низкое содержание СаО и обеднена легкими редкоземельными элементами.
2.2Происхождение базальтовой магмы
 
Где вотносительно холодной массе мантии формируются базальтовые магмы? Некоторыеданные о глубине их формирования, по-видимому, могут быть получены на основаниитого, что увеличение температуры плавления с увеличением давления несколькоразлично для различных минералов. Оно совсем низко (около 5ºС на 1000 бар)для оливина и анортита, около 13ºС на 1000 бар для альбита. Коэффициентэтот обычно больше для минералов с низкой температурой плавления, так чторазличия 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, аразличие между точками инконгруэнтного плавления энстатита и форстерита моглоприближаться к нулю, так же как у ортоклаза и лейцита при низких давлениях.Вполне вероятно, что перидотит, который в результате частичного плавления принормальных условиях мог давать базальтовую жидкость с относительно высокойконцентрацией алюминия и щелочей, должен был вести себя иначе при давлениях40000–50000 бар и более. Возможно, что на глубинах, превышающих 200 км,первая жидкость, которая там образуется, не будет соответствовать нормальномубазальту. В результате частичного плавления перидотитов на глубинах менее 100 кммогут образоваться толеитовые базальты. Оливиновые базальты, по-видимому,формируются в результате частичного плавления на несколько больших глубинах.
То, что лавына дневной поверхности очень редко имеют температуру выше 1200ºС, авозможно и не достигают ее, также может служить показателем глубины ихформирования. Как уже отмечалось, температура плавления многокомпонентныхсистем увеличивается с глубиной. Начальная скорость увеличения этой температурыдля базальтов равна примерно 10ºС на 1000 бар. На глубине 500 кмдавление равно 175000 бар, и базальт при этом давлении должен плавиться притемпературе, значительно превышающей 2000ºС. Если бы базальтовый расплавмог формироваться на такой глубине, то он должен был бы подниматься кповерхности при температуре, которая была бы лишь немного ниже, посколькуохлаждение его при подъеме должно было бы быть небольшим. То, что лавы Килауэаизливаются при температуре, которая очень близка к верхнему пределу ихплавления при нормальном давлении, говорит о небольшой глубине их формирования.
Данные, окоторых говорилось выше, относятся к плавлению сухих пород. С увеличениемдавления увеличивается растворимость воды в силикатном расплаве, что вызываетпонижение точки плавления расплава. Предположим, что первичный материал мантиисодержит 0,5% воды в водных минералах. Будет ли эта вода заметно уменьшатьтемпературу, при которой может происходить частичное плавление? Очевидно, нет.Частичное плавление скажем 1/3 первоначальной массы должно обусловитьконцентрацию воды в расплаве, равную 1,5%. При этом предполагается, что всяимеющаяся вода растворена. Данный вывод подтверждается тем, что базальтовыемагмы, когда они достигают поверхности, по-видимому, содержат не более 1% воды,о чем можно судить по отношению газ/лава в вулканических извержениях. Однаждырасплавившись, магма поднимется на такую высоту, на которой давление колонныжидкости уравновесится давлением, существующим на той глубине, где формируетсямагма. Пусть h– глубина формирования магмы ниже дна океана, а H – полная высота колонныжидкости. Тогда, d1h=d2H, где d1 – плотность материала мантии, а d2 – плотность жидкости. НаГавайских островах H-hравно 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 известнывулканы, которые находились бы в статическом равновесии. Следовательно, можносделать вывод, что наиболее возможная глубина формирования базальтовой магмыколеблется от 50 до 100 км. Температура, которая требуется для образованиятакой магмы на таких глубинах, находится в пределах 1200–1500ºС.
Базальтоваямагма в больших количествах возникала на протяжении всего геологическоговремени как в континентальных, так и в океанических областях. Теплота,достигавшая поверхности с магмой, хотя и имеет значительную величину, тем неменее, намного меньше, чем нормальный тепловой поток. В настоящее время в среднемизливается примерно 2 км3 лавы в год, а за 4 млрд. лет притакой скорости должен образоваться объем, почти равный объему всей коры,включая океанические площади. Общая теплота, освобождающаяся на поверхности приэтом, включая скрытую теплоту кристаллизации и остывания, достигает 1 или 2% отобщего теплового потока за тот же самый интервал времени. Поэтому задачазаключается не столько в том, чтобы найти подходящий источник тепла, сколько втом, чтобы объяснить, каким образом в кристаллической мантии, где температурыболее низки, чем температура начального плавления, может иметь место частичноеплавление. Сейсмические данные ясно показывают, что нет единого слоя жидкогобазальта, окружающего земной шар, а возможность существования небольших местныхрезервуаров жидкого материала, оставшихся от времени, когда Земля находилась врасплавленном состоянии, приходится отрицать, учитывая следующие факты: 1) нетданных, показывающих, что Земля когда-либо была полностью расплавленной; 2)жидкий базальтовый расплав, будучи намного легче окружающего кристаллическогоматериала, уже давно должен был бы подняться на поверхность; 3) такие небольшиемассы, занимающие объем в несколько сотен кубических километров, за несколькомиллиардов лет должны были бы настолько охладиться, что неизбежнораскристаллизовались бы.
Еслипредположить, что на глубине, где формируется базальтовая магма, существуеттемпература, промежуточная между точками плавления базальта при нулевомдавлении и давлении, преобладающем на этой глубине, то при уменьшении давленияможет начаться плавление. Трудно представить, как на такой глубине можетэффективно понижаться давление, поэтому образование магмы в результате падениядавления представляется невозможным.
В качествевозможных рассмотрим следующие пути, которые могут привести к местному возрастаниютемпературы настолько, что становится возможным частичное плавление. Эффектнагрузки, вызываемой мощной серией осадочных пород, играет незначительную роль.Кроме того, базальтовая магма образуется в пределах океанических площадей, гдетакая нагрузка отсутствует. Энергия деформации в неупругом веществе можетпревратиться в теплоту. Это подтверждается тем, что, где бы ни происходила вмантии интенсивная деформация, в ней может быть генерировано достаточное количествотепла, способное существенно поднять температуру. Вопрос, касающийся величиныэтого эффекта, полностью еще не выяснен. Кроме того, крупные излияниябазальтовой магмы встречаются в пределах участков (например, Колумбийскоеплато, Гавайские острова), где деформации отсутствуют. Вулканическая площадьСеверной Атлантики, в том числе и активные вулканы Исландии, по-видимому, несвязаны с какими-либо крупными процессами деформации. С другой стороны, на рядеплощадей (например, в Гималаях), где наблюдается интенсивная деформация,базальтовые излияния редки или отсутствуют.
Частичноеплавление может иметь место в том случае, когда материал мантии будет перемещенкверху (например, в результате конвекции) в район, где температурный градиентбольше, чем адиабатический, если только начальная температура поднимающегосяматериала больше, чем точка плавления в том месте, куда поступает материал.Предположим, например, что материал поднимается с глубины, где температурапервоначально равна 2000ºС, до уровня, где точка плавления равна1500ºС. Поднимающийся материал охлаждается при своем продвижении вверх.Если это охлаждение меньше 500ºС, материал будет плавиться, по крайнеймере частично. Хотя конвекция и может привести к плавлению, нельзя уверенносчитать, что она действительно имеет место, и проблема образования магмыпо-прежнему остается нерешенной. Легко представить такое распределениерадиоактивного материала, которое должно обусловить постоянное плавление вмировом масштабе. Однако подобное предположение опровергается сейсмическимиданными. Это выглядит так, как если бы температура в верхней части мантии былаблизка к минимальной точке плавления, но подвергалась также местным и донекоторой степени случайным колебаниям неизвестного происхождения, возможносвязанным с конвекцией в глубоких частях мантии. Эти колебания, по-видимому,отражаются в значительной изменчивости теплового потока в Тихоокеанскомбассейне.
2.3Происхождение гранитной магмы
 
Впротивоположность базальтам, которые встречаются повсеместно, распространениегранитных пород ограничено континентальными площадями и в основноморогеническими зонами. Это может быть обусловлено двумя причинами: 1) наличиеконтинентов таким образом изменяет условия в подстилающей мантии, что там могутобразовываться гранитные магмы; 2) гранитные магмы образуются в самой коре.Первый путь представляет собой автокристаллический процесс, в результатекоторого происходит постоянное разрастание континентов. Второй путь особеннохорошо объясняет постоянное совместное нахождение гранитов с глубокометаморфизованными осадками и другими породами глубоких частей земной коры.
«Нормальная»температура у основания коры, вероятно, не превышает 600 ºС или околоэтого. Минимальная точка плавления гранита, даже при максимальном давлении,выше, по крайней мере, на 100 º. Таким образом, образование большогоколичества гранитной жидкости в коре не может быть «нормальным» явлением. Оченьсложно в массе осадков в самой нижней части коры вызвать избирательноевыплавление гранитной фракции. Иначе говоря, образование гранитной магмы требуетзначительных изменений температуры.
При описанииусловий, ведущих к региональному метаморфизму, с которым тесно связаны граниты,следует отметить, что сам региональный метаморфизм наблюдается только в техучастках, где заметно увеличивается тепловой поток. Это увеличение тепловогопотока, которое, видимо, сопровождает орогению, фактически может представлятьсобой наиболее характерную особенность орогении, тогда как деформация являетсядополнительным эффектом глубинных изменений температуры. Какова природа этих измененийне ясно, как и в случае образования базальтовой магмы. Первопричиной, опятьтаки, может быть конвекция в мантии. По-видимому, в мантии должны происходитьпроцессы (перенос радиоактивного тепла, конвекционное движение, частичноеплавление и дифференциация), которые ведут: 1) к формированию базальтовых магмв самой мантии; 2) увеличению теплового потока, региональному метаморфизму иформированию гранитных магм в коре и 3) диастрофизму.

3. Причиныразнообразия магматических пород
 
Химические иминералогические различия, наблюдающиеся в магматических горных породах,являются результатом магматической эволюции. Совершенно ясно также, что этаэволюция происходит в том или ином направлении, так что в каждой группе породобъединяются различные продукты магматической эволюции единой родоначальноймагмы. Очевидно также, что природа материнской магмы каждой провинции,направление ее эволюции или оба эти фактора связаны с географическим итектоническим положением провинции.
Существуетнесколько видов эволюционных процессов, которые могут привести к образованиюмногих конечных магматических пород за счет небольшого числа родоначальныхмагм. Эти процессы сводятся к дифференциации, ассимиляции, гибридизации исмесимости магм. Трудно предположить, что в каждом случае магматическойэволюции имело место влияние какого-либо одного процесса. Изменение характерамагмы следует рассматривать как серию весьма сложных явлений, в которыхучаствуют с различной интенсивностью все указанные выше процесса.
3.1Магматическая дифференциация
Магматическаядифференциация рассматривает все процессы, которые могут привести к распадуоднородной родоначальной магмы на фракции, образующие в конечном итоге горныепороды различного состава. Выражение «однородная магма» подразумевает, чтокрупные образцы, взятые произвольно из начальной магмы, одинаковы как в смыслевалового состава, так и физического состояния. Тем не менее, магма может бытьнеоднородна в малых полях. В частности это вызвано ее частично жидким, ачастично твердым состояние до начала дифференциации.
Поведениеводных растворов в лабораторных условиях позволяет предположить наличиеразличных механизмов, которые могут вызвать дифференциацию силикатных магм. Онибыли рассмотрены Боуэном с количественной точки зрения, и основные его выводысводятся к следующему:
1. Внутри ещеполностью жидкой магмы может возникнуть различие в составе вследствие опусканиятяжелых ионов или кластеров под действием силы тяжести или вследствие миграцииионов в тех участках жидкой массы, где возникает температурный градиент. Этотмеханизм Боуэн отвергает, так как он не имеет важного значения вследствиечрезвычайно низкой скорости миграции ионов в вязкой магме, а также ввиду малойвеличины температурных градиентов даже в равновесном состоянии.
2. Возможно,что однородная жидкая магма при охлаждении распадается на две несмешивающиесяжидкие фракции. Однако существует весьма убедительное доказательство,полученное во время лабораторных опытов, а также наблюдений за поведением шлакав металлургических плавках и исследований структуры самих пород, что притемпературе магмы силикатные расплавы, приближающиеся по составу кмагматическим горным породам большинства (если не всех) известных видов,смешиваются во всех пропорциях. Механизм несмесимости также был отвергнутБоуэном и другими исследователями как непригодный для дифференциации. Возможнымисключением является образование в основных лавах миндалин, выполненных минералами,богатыми железом и кремнеземом (зеленый халцедон, карбонаты).
3. Некоторыепетрологии для объяснения дифференциации обращались к несколько неопределенномумеханизму «переноса в газовой фазе». Эта гипотеза предполагает присутствиегазовой фазы, состоящей главным образом из летучих веществ (H2O, CO2 и т.д.), встречающихся ввиде бесчисленных пузырьков, плавающих в жидкой магме. Они могут действоватькак собиратели и переносчики слабо летучих составляющих магмы. Можно теоретическисебе представить, что магма могла достигнуть некоторой критической точки, когдатвердые кристаллические фазы пришли бы в соприкосновение с одной единственнойжидкой (газообразной) фазой, возможно очень подвижной. Эта подвижная жидкость(газ) должна иметь такой же состав, как и жидкая магма. Трудно предположить,что такое разделение произойдет в глубинных условиях, по крайней мере, до техпор, пока кристаллизация (а значит и дифференциация) развита незначительно.Однако вблизи поверхности Земли, то есть в типично вулканических условиях,например в магматических резервуарах, подающих материал в вулканический кратер,выделение магматического газа, может, конечно, происходить в большом количествеи способствовать процессу дифференциации.
4. Вероятно,гораздо большее значение, чем собственно газовый перенос, имеет механизм, прикотором различие состава может возникнуть в жидкой магматической фазе поддействием растворенной воды. Вода за счет диффузии будет распределяться в магметаким образом, чтобы ее химический потенциал оставался постоянным во всеймагматической камере. С помощью этого механизма вода будет накапливаться вмагматической камере в областях с наиболее низким давлением и температурой.Щелочи и некоторые металлы, так же как и вода, будут концентрироваться вобластях наиболее низких давлений и температур. Однако таким способом можнотолько на качественном уровне объяснить, каким образом могут возникать местныеконцентрации «летучих» и щелочей под влияние градиентов температуры и давленияв охлаждающейся магме, без переноса щелочей в дискретной газовой фазе.
5. При началекристаллизации магмы в качестве возможных факторов дифференциации начнутдействовать различные механизмы фракционной кристаллизации (то есть выделениепоследовательных кристаллических фракций из остаточного магматическогорасплава). На кристаллизационную дифференциацию почти всегда участвующую в дифференциации,отчетливо указывают минеральные ассоциации, наблюдающиеся в магматическихгорных породах. Огромное количество экспериментальных данных по кристаллизациитаких соединений, как полевые шпаты, фельдшпатоиды, пироксены, оливин и кварц,из силикатных расплавов в управляемых условиях ясно показывает, что минералы,встречающиеся совместно в магматических горных породах, кристаллизуются приодних и тех же температурах (например, оливин-диопсид, оливин-лабрадор,ортоклаз-олигоклаз, фаялит-ортоклаз). Минералы же с резко различными областямикристаллизации (например, олигоклаз и оливин, ортоклаз и диопсид, мусковит илабрадор) совместно не встречаются. Учитывая все это, кристаллизационнуюдифференциацию, вероятно, следует считать главным из участвующих вдифференциации факторов.
Кроме того,существуют процессы, действующие отдельно или в некоторой последовательности,способные привести к разделению магмы на составные части:
1. Осаждениекристаллов тяжелых минералов в менее плотной жидкости (гравитационнаядифференциация). Этот процесс может быть эффективным, особенно на раннихстадиях, когда жидкая магма все еще преобладает и еще не слишком вязкая, чтобымешать оседанию кристаллов. Существование слоев, богатых оливином и авгитом, вдифференцированных силах основного состава, может рассматриваться какдоказательство эффективности осаждения кристаллов, Кроме того, лабораторнымиопытами доказана возможность осаждения кристаллов оливина и пироксена вжидкости, имеющей плотность базальтовой магмы. В крупных стратифицированныхинтрузиях основного состава (интрузивные комплексы Скергаард и Стиллуотер)наблюдается пластовая форма и структурные особенности сортировки, аналогичныеструктурам, возникающим в результате постепенного осаждения кластических осадков.Это не оставляет сомнения в том, что в формировании этих интрузий основную рольиграл процесс накопления кристаллов, опускавшихся в жидкой магме. Здесьнаблюдается отчетливая концентрация тяжелых минералов (оливин, пироксен ихромит) в нижних слоях. Тем не менее до сих пор еще не доказано, что высокаястепень дифференциации этих интрузий полностью или хотя бы в большей своейчасти обусловлена простым гравитационным осаждением ранее образовавшихсятяжелых кристаллов.
2. Всплываниелегких кристаллов (например, полевого шпата, лейцита) в тяжелой жидкости. Этотмеханизм был использован для объяснения присутствия анортозита (лабрадорит,анортозит) на верхних уровнях интрузий габбро. Это, вероятно, менеераспространенный процесс, чем процесс осаждения тяжелых минералов, подобныхоливину и авгиту.
3. Если нанекоторой стадии эволюции магмы развивается газовая фаза, и если пузырьки газавсплывают кверху, то на концентрацию легких кристаллов вверху может,по-видимому, оказать влияние процесс флотации. Он заключается в том, чтоподнимающиеся пузырьки садятся на отдельные кристаллы и заставляют их всплыватькверху. Если к моменту кипения кристаллизация зашла достаточно далеко, топоднимающийся газ может выдуть остаточную жидкость кверху через промежуткимежду кристаллами. Этот механизм получил название «газовая промывка». Онобъясняет взрывной выброс трахитов, отделившихся из оливиново-базальтовоймагмы.
4. Когдакристаллизация магмы в глубинных условиях продвинулась достаточно далеко,кристаллы образуют непрерывную сетку, в порах которой сохраняется остаточнаяжидкость. Если вся масса сжимается при подвижках вмещающих пород, о остаточнаяжидкость выжимается с образованием отдельного от дифференцированной магмы тела.Если сетка кристаллов разрывается под действием растягивающих сил, тоостаточная жидкость стремится заполнить образовавшиеся таким образом пустоты.Этот процесс называется «автоинтрузией». Одним из многочисленных примеровподобного процесса считается образование неправильного тела сиенита мощностью18 м в дифференцированном силе основного состава на острове Шайант вШотландии. Существуют примеры разламывания кварцитов и подобных им хрупких пород,что вызывает миграцию остаточной магмы в образованные таким образом полости.
5. Ранееобразованные кристаллы тяжелых минералов (оливин, пироксены) могутконцентрироваться в движущейся магме с помощью механизма, аналогичногоотмучиванию. Этому должна благоприятствовать низкая вязкость жидкой фазы, и егоэффекты следует искать в массе основных изверженных пород, содержащих большоеколичество воды (например потухший третичный вулкан в штате Орегон).
6. Природажидкой фракции кристаллизующейся магмы в определенный момент зависит от природыматеринской магмы, преобладающих температуры и давления, степени, до которойуже развилась фракционная кристаллизация, и характера равновесия междукристаллами и жидкостью. Многие минералы магматического происхождения,устойчивые при высоких температурах, становятся неустойчивыми на контакте смагматической жидкостью при более низких температурах. Равновесие обычновосстанавливается при реакции между жидкостью и кристаллами, причем образуетсянекоторая новая кристаллическая фаза. Это процесс обратный инконгруэнтномуплавлению. В некоторых условиях охлаждения новая устойчивая фаза может образовыватькаемку вокруг кристалла неустойчивой фазы, которая, таким образом, будетизолирована от жидкости. Вследствие того, что диффузия в ионном кристалле идетнамного медленнее, чем в жидкости, скорость реакции сразу резко падает истановится бесконечно малой, по мере того как растет толщина защитной оболочкииз устойчивой кристаллической фазы. Хорошо известные зональные кристаллы(например, плагиоклазы) и реакционные каемки минералов магматических породпоказывают, что это обычное явление. Возникающая в этом случае неравновесностьне может явиться причиной дифференциации, за исключением весьма малых областейвокруг отдельных зональных кристаллов, но она может сильно повлиять на составостаточных жидкостей и горных пород, дифференциация которых происходила иначе, напримерпри помощи «промывания газом». Таким образом, это явление можно считать однимиз возможных способов дифференциации.
Процессы,перечисленные выше, в целом представляются достаточными для объяснениябольшинства магматических явлений, обычно приписываемых дифференциации. Это,однако, не означает, что дифференциация является основным или тем болеенеобходимым фактором, обусловливающим разнообразие магматических пород.
3.2Ассимиляция
Магма,внедряющаяся в какие-либо вмещающие породы, редко находится в химическомравновесии с ними, хотя она может быть в равновесии с одним или несколькимиминералами, слагающими эти породы. Таким образом, во время внедрения должныпроисходить реакции между магмой и вмещающей породой. В ходе такой реакциисостав магмы (в большинстве случаев силикатного расплава с взвешенными в немкристаллами одной или нескольких твердых фаз) изменяется в результатепоглощения вещества вмещающей породы. Этот процесс изменения состава магмыназывают ассимиляцией. Механизм процесса ассимиляции в любом случаеопределяется следующими общими принципами, четко сформулированными Боуэном.
1. Дляплавления большинства горных пород требуются большие количества тепла, всреднем около 100 кал/г. Эту теплоту должна доставить магма, вызывающаяплавление. При этом по мере ассимиляции магма должна охлаждаться. Еслипервоначально магма имела температуру немного более высокую, чем температураначала кристаллизации, то плавление твердой породы приведет к соответствующейкристаллизации магмы. Далее магма может вызвать плавление только тех минералов,точка плавления которых ниже, чем температура магмы (например, базальт при 1200ºС не может расплавить кварцит, хотя он может реагировать с ним). Полнаяассимиляция каких-либо веществ жидкой магмой требует, таким образом, чтобымагма вначале имела температуру не несколько сотен градусов выше температур еекристаллизации (чтобы магма была «перегрета»). Это, очевидно, невозможно, еслисама магма является продуктом либо частичного плавления, либо кристаллизационнойдифференциации.
2. Допустим,что магма начала кристаллизоваться и что образующиеся кристаллы относятся креакционному ряду (обычный случай для минералов магматических пород. Тогдажидкость оказывается сильно пересыщенной любым предшествующим членом в том жереакционном ряду (то есть минералом этого ряда, кристаллизующимся при болеевысокой температуре). Жидкость в таком случае не способна перевести этот членряда в жидкое состояние. Если кристаллы этого высокотемпературного членадобавляются к магме, то равновесие устанавливается в результате реакции (ионныйобмен между жидкостью и кристаллами), в ходе которой посторонняя фаза превращаетсяв кристаллы той фазы, которой насыщена жидкость. Рассмотрим кристаллы лабрадорав контакте с гранитным расплавом, из которого уже выкристаллизовался олигоклаз.Эти плагиоклазы образуют реакционный ряд, содержание оксида натрия в которомповышается в сторону низкотемпературных разностей. Кристаллы лабрадора,следовательно, не могут ни раствориться ни расплавиться. Вместо этого происходитсложная реакция, в которой участвуют жидкость, взвешенные кристаллы олигоклазаи посторонние кристаллы лабрадора. Лабрадор при этом превращается в олигоклаз –фазу, которая находится в равновесии с расплавом. Если реакция протекает без потеритепла (адиабатически), то кристаллы олигоклаза, ранее присутствовавшие,несколько обогащаются известью по сере хода реакции.
3.Предположим теперь, что магма, уже содержащая кристаллы высокотемпературногочлена реакционного ряда *например, оливина), приходит в соприкосновение спосторонними кристаллами низкотемпературного члена того же реакционного ряда(например, гиперстена). Равновесие здесь также нарушается вследствие взаимныхреакций между различными твердыми фазами. В этом случае посторонняякристаллическая фаза (гиперстен) растворяется (плавится) в жидкой фракциимагмы, но для притока необходимой скрытой теплоты плавления и для поддержанияравновесия в системе некоторое эквивалентное количество фазы, которой жидкостьуже насыщена, а именно оливина, должна перейти в кристаллическое состояние.Ассимиляция, таким образом, может быть описана как сложный процесс взаимных реакциймежду магмой им вмещающей породой. Некоторые минералы, присутствующие вовмещающих породах, могут полностью или частично расплавиться и, таким образом,войти в жидкую фракцию магмы. Другие изменяются в результате реакции ионногообмена с теми кристаллическими фазами, которыми жидкость уже насыщена. Еслинекоторые минералы случайно оказываются совместимыми с внедряющейся магмой, тоони сохраняются в ней неизмененными в том виде, в каком они выделяются изчастично измененных и расплавленных вмещающих пород, а затем могут бытьвынесены в реагирующую магму. Конечный продукт представляет собой контаминированную,частично закристаллизованную магму. Во многих случаях количество жидкости втакой контаминированной магме уменьшается по мере хода реакции. Когда принепрерывном охлаждении магма полностью кристаллизуется, она образуетконтаминированную изверженную породу, которая никогда не была полностью жидкойи которая сложена из материала, доставленного отчасти исходной магмой и отчастивмещающими породами. В этом случае невозможно установить резкую границу междумагматическим материалом и вмещающими породами.
По мереприближения к контакту с интрузией вмещающие породы становятся все более иболее измененными в результате их химического обмена со смежными частями магмы.В конце концов, они приобретают состав, близкий или тождественный составуконтаминированной изверженной породы, с которой они в конечном итоге сливаются.

3.3Гибридизация магмы
 
Еслипереработка ксенолитов вмещающих пород магмой происходила не до конца, то такойпроцесс называется гибридизацией, а возникающие породы – гибридными. Процессгибридизации приводит к образованию в участках, примыкающих к ксенолитам,«загрязненных» магматических пород, по составу существенно отличающихся отпород массива.
Минералывмещающих пород, температура кристаллизации которых ниже температуры магмы,могут полностью или частично расплавиться и раствориться в магме. Другиеминералы, имеющие более высокие температуры кристаллизации, оставаясь все времятвердыми, будут в результате реакций ионного обмена метасоматическипреобразовываться в минералы, равновесные с магмой. Если во вмещающих породахнаходятся такие же минералы, какие кристаллизуются из магмы, они сохранятсянеизменными. В результате взаимодействия магмы с вмещающими породами происходитуравнивание состава между ними. Магма обогатится теми компонентами, которыевходят в состав вмещающих пород, а последние – компонентами магмы. Когда принепрерывном охлаждении такая магма полностью раскристаллизуется, образуютсягибридные породы, состоящие частью из исходной магмы и частью из материалавмещающих пород.
Наиболеехарактерными особенностями гибридных пород являются следующие.
1. Крайненеоднородная текстура пород. Вблизи краевых частей интрузивного массиваприсутствуют ксенолиты, а в направлении к центру массива, где ксенолиты болеепереработаны магмой, на их месте находятся неправильные участки пород, отличающиесяот окружающих по составу и структуре, что создает общую атакситовую текстуру.
2.Разнообразие и невыдержанность структур, как по размеру зерен, так и по происхождению.В гибридных породах наблюдается сочетание типичных магматических гипидиоморфнозернистых,а также кристаллобластовых и бластокластических структур, образующихся прираздроблении пород и цементации их мелкозернистым агрегатом новообразованныхминералов.
3.Наблюдаются необычные реакционные взаимоотношения минералов (глазки кварца, окруженныезернами пироксена; нарастание каемок пироксена на кристаллах амфибола).
4. Необычныедля магматических пород соотношения между фемическими и салическими минералами,которые быстро меняются на малых расстояниях (например, наличие в краевыхчастях массива шлиров гранитов, содержащих 20 и более процентов цветныхминералов).
5. Наличиексеногенных, чуждых данной породе минералов.
6. Повышенноесодержание акцессорных минералов, богатых летучими компонентами (апатит,флюорит, ортит), которые способствуют поглощению компонентов вмещающих пород.
3.4Смешение магм
Уже в 1851 г.Боуэн высказал предположение, что смешение двух различных материнских магм(базальтовой и риолитовой) может объяснить все возможные составы, наблюдающиесяв базальтовых лавах андезито-риолитового ряда в Исландии и в других местах. Сразвитием петрографии была доказана полная непригодность этой гипотезы дляобъяснения петрографических различий горных пород. Химические иминералогические составы горных пород, известные даже в какой-либо однойобласти оказываются при детальном исследовании слишком сложными, и их нельзярассматривать как простые линейные соотношения, которые должны возникать в результатесмешения каких-то двух конечных членов. Смешение магм теперь уже нерассматривается как основной фактор магматической эволюции.
Это незначит, однако, что смешение магм вообще не может иметь места. Некоторыенеобычные горные породы, в которых большое число кристаллических фаз находитсяв неравновесных парагенезисах, могут представлять собой в ряде случаев продуктысмешения двух частично закристаллизованных магм. Одним из возможных примеровявляются кейвекиты (Новая Зеландия). Они представляют собой лавы, в которыхвкрапленники плагиоклаза, анортоклаза, авгита (с эгириновыми каемками), оливинаи бурой роговой обманки погружены в основную массу из олигоклаза, анортоклаза иавгита. Они рассматриваются как базальто-трахитовые гибридные породы. Гораздобольшее значение, чем такие редкие породы, как кейвекиты, имеют примерысмешения магм для более распространенных типов лав, особенно для андезитов ибазальтов. В лавах из вулканической провинции Сан-Хуан в Колорадо различиясостава вкрапленников плагиоклаза слишком сложны, чтобы их можно было объяснитьпростой дифференциацией. Эти изменения совместимы с механизмом смешения двухмагм, содержащих взвешенные кристаллы. Кроме того, авторы работ по провинцииСан-Хуан пришли к выводу, что здесь должно было иметь место весьма тщательноеперемешивание больших масс магмы для того, чтобы можно было объяснитьоднородное распределение вкрапленников полевого шпата в лавах очень протяженныхпотоков. На основании вышеприведенного примера и на основании весьма широкогораспространения вкрапленников плагиоклазов с сильно изменяющимся составом вандезитах и дацитах представляется возможным предположить, что основная функциямагматического смешения в эволюции магматического ряда заключается в соединениимагм одинакового происхождения, которые ранее обособились в результатедифференциации или ассимиляции.

3.5Условия кристаллизации магмы
 
Степенькристалличности и зернистости пород зависит в основном от условийкристаллизации магмы. Полнокристаллические крупно- и среднезернистые породыявляются преимущественно интрузивными абиссальными, то есть застывшими наглубине более 1 км. Они образовались в условиях медленного понижениятемпературы, под большим давлением вмещающих пород, что препятствовалоотделению минерализаторов, снижающих вязкость магматического расплава. Есливнешнее давление сохраняется в ходе кристаллизации, остаточный расплав магмызначительно обогащается минерализаторами, что создает условия для образованиягигантозернистых структур, характерных для пегматитов.
Эффузивныепороды, имеющие скрытокристаллическую структуру и часто содержащиевулканическое стекло, образовались на поверхности Земли в условиях резкогопадения температуры при незначительном давлении. Вследствие этого расплавбыстро терял летучие компоненты. Гипабиссальные породы, сформировавшиеся нанебольших глубинах в промежуточных условиях, имеют мелкозернистые и афанитовыеструктуры.
В природесуществуют исключения из выше приведенных условий. Если в интрузивных телахобразуется трещиноватость, то минерализаторы (летучие компоненты) легковыделяются из магмы, потеря которых приводит к резкому повышению вязкости магмыи быстрой ее кристаллизации с образованием мелкозернистой структуры (например,при образовании аплитов). Структуры пород, слагающих разные участки одного итого же массива, обычно различны. В краевых частях любых интрузивных и эффузивныхтел породы менее раскристаллизованы, чем в центральных участках.
Процесскристаллизации магмы определяется в основном двумя факторами, из которыхскладывается кристаллизационная способность вещества: а) количествомобразующихся центров кристаллизации и б) скоростью роста кристаллов.Кристаллизация расплава возможна лишь при некотором его переохлаждении, потомучто в истинно равновесных условиях выделение теплоты при переходе вещества изжидкого в твердое состояние обусловливает расплавление образовавшихсякристаллов, в то время как при переохлаждении этой теплоты оказываетсянедостаточно (рис. 3.1.). Число центров кристаллизации в районе точкиплавления очень незначительно, но оно возрастает с увеличением степенипереохлаждения, а затем, пройдя максимум, уменьшается и становится равным нулю.Скорость роста кристаллов также мала вблизи точки плавления, увеличивается помере удаления от нее, переходит через максимум и уменьшается до нуля. При этоммаксимумы кривых
скоростироста кристаллов и скорости образования центров кристаллизации не совпадают,что обусловливает наличие нескольких областей переохлаждения с различнойкристаллизационной способностью и соответственно с разными типами структур.
Если магмаохлаждается медленно и температура ее долго держится вблизи точки плавления, тообразуется небольшое количество центров кристаллизации. При очень медленномохлаждении магма может полностью раскристаллизоваться, не достигнув поля, гдеобразуется много центров кристаллизации.

4. Общиезакономерности кристаллизации магмы
Главнейшиеособенности минерального состава, структуры и текстуры любой магматическойпороды определяются процессом кристаллизации природного силикатного расплава –магмы. Магма имеет сложный и различный в разных случаях состав. В результате еекристаллизации обычно выделяется не один твердый минерал, а несколько. Впроцессе кристаллизации выделившиеся минералы находятся во взаимодействии срасплавом, некоторые из них появляются и исчезают, другие изменяют свой состав,третьи остаются такими, какими они выделелись первоначально. Для того, чтобыпредставить себе общий ход кристаллизации магмы, как главной стадии образованиямагматической породы, уяснить порядок выделения минералов, характер взаимныхотношений между выделившимися минералами и расплавом, необходимо рассмотретьобщие законы кристаллизации силикатных расплавов. Они установленыэкспериментально и рассчитаны теоретически, действуют при кристаллизации двух-,трех- и многокомпонентных систем и определяют кристаллизацию магмы, которая с точкизрения физической химии является многокомпонентной системой.
Кристаллизациялюбого сложного расплава, как естественного, так и искусственного, подчиняетсятрем законам: 1) закону эвтектики; 2) закону перитектики (прерывно-реакционноговзаимодействия) и 3) закону кристаллизации твердых растворов(непрерывно-реакционного взаимодействия) и при кристаллизации сложногомногокомпонентного расплава все эти типы соотношений могут проявлятьсяодновременно, то есть одна пара или несколько минералов могут находиться вэвтектических соотношениях между собой и расплавом, друга пара может иметьпрерывно-реакционные соотношения и т.д. Перечисленные законы относятся ккристаллизации «сухих», конденсированных расплавов, на кристаллизацию которыхне влияет наличие газовой фазы. При кристаллизации расплавов богатых летучимикомпонентами вышеупомянутые отношения между минералами и расплавом сохраняются,но процесс кристаллизации существенно усложняется.
4.1Кристаллизация по закону эвтектики
 
Кристаллизацияпо закону эвтектикихарактеризуется следующими главными особенностями: 1)выделяющиеся из расплава минералы не меняют во время кристаллизации свой состави не вступают в реакционное взаимодействие ни между собой, ни с расплавом; принарушении нормального хода кристаллизации может быть лишь задержка вкристаллизации, обратное расплавление (оплавление) ранее выделившихся твердыхкристаллов; 2) порядок выделения минералов из расплава определяется не столькотемпературой плавления этих минералов, сколько составом кристаллизующегося расплава,концентрацией в нем того или другого компонента; 3) температура началакристаллизации расплава смеси зависит от состава этой смеси; небольшая прибавкак какому-либо компоненту другого компонента понижает температуру началакристаллизации; 4) температура конца кристаллизации расплава смеси не зависитот состава смеси; кристаллизация заканчивается всегда при определеннойэвтектической температуре; 5) состав последней порции расплава в конце процессакристаллизации не зависит от состава исходного расплава. Состав последнейпорции расплава всегда определенный – эвтектический. Эвтектика – этоопределенное процентное соотношение двух или нескольких компонентов расплава,которые одновременно кристаллизуются при определенной температуре, которая всегданиже температуры кристаллизации каждого их компонентов в отдельности.
Рассмотримэвтектическую кристаллизацию на примере системы диопсид-анортит (рис. 4.1).Температура плавления анортита 1550 ºС, то есть если взять расплав чистогоанортита, то он будет кристаллизоваться при этой температуре пока полностью нераскристаллизуется и температура будет постоянной. Это вытекает из «правилафаз», выражаемого формулой F=(K+2) – P, где F – число возможных изменений условий, К – число компонентов иР – число фаз (твердых и жидких). Для конденсированных систем, где изменениедавления не влияет на ход кристаллизации, это выражение принимает вид: F=(K+1) – P. В данном случае К=1,так как взят расплав только одного анортита и система однокомпонентная. Р=2(расплав и кристаллы анортита), следовательно F= (1+1) – 2=0.
Прибавление 15%диопсида к расплаву понизит температуру начала кристаллизации до 1510ºС.При этом в ходе кристаллизации температура уже может понижаться, так как здесьК=2, Р=2, F=(2+1) –2=1. Если взять состав расплава с еще большим содержанием диопсида (например, 35%),то температура начала кристаллизации будет еще ниже (1420ºС). Поскольку составрасплава можно изменять непрерывно, то полученная кривая выразит температуруначала кристаллизации всех смесей богатых анортитом.
То же самоебудет характерно и для смесей богатых диопсидом, температура плавления которого1400ºС. Прибавление 20% анортита понизит температуру начала кристаллизациидо 1360ºС и т.д. В итоге может быть построена кривая изменения температурыначала кристаллизации для смесей богатых диопсидом. На рисунке 1 видно, что обекривые пересекаются в точке е. Следовательно, если возьмет расплав, в котором 46%диопсида и 54% анортита, то он начнет кристаллизоваться при наименьшейтемпературе 1270ºС. Точка е соответствует эвтектике и для нее характернаопределенная температура. Если исходный расплав имеет эвтектический состав, тос самого начала начнут выделяться одновременно и анортит и диопсид. По правилуфаз температура не изменится, пока не исчезнет весь расплав. К=2, Р=3 (дветвердых фазы, диопсид и анортит плюс расплав), F=(2+1) – 3=0. Еслиже состав исходного расплава не эвтектический, то вначале из расплава будет выделятьсятолько один минерал (тот которого во взятом расплаве больше, чем в эвтектическом).По мере уменьшения количества этого минерала, будет снижаться температуракристаллизации и уменьшаться концентрация этого минерала, пока не достигнетточки эвтектики.
Простаядвухкомпонентная система диопсид-анортит имеет большое значение для петрологии.Состав основных магматических пород (например, габбро) почти эвтектический.Отсюда следует вывод, что пироксен и основной плагиоклаз должныкристаллизоваться из магмы одновременно. Состав основной магмы не точноотвечает эвтектике, поэтому первым может начать выделяться либо пироксен, либоплагиоклаз, но в ходе кристаллизации эвтектика будет достигнута. Вэвтектических соотношениях находятся такие минералы как кварц и полевой шпат;нефелин и полевой шпат; полевой шпат и цветной минерал; нефелин и цветнойминерал. Эвтектические соотношения существуют между цветными и бесцветнымиминералами любой магматической породы. По этой причине при кристаллизации магмыцветные и бесцветные минералы выделяются одновременно. Поскольку между кварцеми полевым шпатом тоже существует эвтектическое соотношение, оба этих минералсовместно присутствуют во вкрапленниках в гранит-порфирах или риолитах.
В системах слетучими компонентами, эвтектика между двумя минералами может иметь несколькоиное количественное соотношение, чем в «сухих» системах, но сохраняется. В техслучаях, когда в дополнение к двум минералам присутствует третий, например,пироксен, плагиоклаз и оливин, то порядок кристаллизации определяется правиломНернста о понижении растворимости веществ, имеющих общий ион. Так как оливин ипироксен имеют общий ион (Mg, Fe), растворимость оливина в присутствии пироксеназначительно уменьшается, и он кристаллизуется раньше полевого шпата даже в техслучаях, когда его содержание невелико. Особенности эвтектики сохраняются нетолько в тройной системе. Они должны сохраняться и в многокомпонентной системе,какой является магма.

4.2Кристаллизация по закону перитектики
 
Кристаллизацияпо закону перитектики характеризуется следующими особенностями: 1) она возможналишь в том случае, когда компоненты образуют химическое соединение синконгруентной (скрытой) точкой плавления. Это означает, что при нагреванииданное соединение не может сразу переходить в расплавленное состояние, аразлагается с образованием расплава иного состава и другой твердой фазы. Так,например, в двухкомпонентной системе Mg2SiO4-SiO2 есть соединение Mg2Si2O6, которое не может сразупереходить в расплав того же состава; 2) при кристаллизации по закону перитектикипри определенных температурах ранее выделившиеся кристаллы вступают вреакционное взаимодействие с расплавом, в результате которого образуютсякристаллы нового минерала; при этом реакционное взаимодействие имеет местотолько в определенные периоды процесса кристаллизации и поэтому взаимоотношенияминералов с магмой и между собой могут быть только прерывно реакционными; 3)порядок выделения минералов строго определенный и не зависит от составарасплава; 4) температура начала и конца кристаллизации в известных пределахзависит от состава смеси; 5) состав последних порций кристаллизующегосярасплава в известных пределах также зависит от состава исходного расплава.
В качествепримера рассмотрим «сухую» систему форстерит-кремнезем (Mg2SiO4-SiO2). Если расплав богатфорстеритом, то при температуре 1850ºС (рис. 4.2) начнут выделятьсякристаллы этого минерала. Кристаллизация продолжается при понижениитемпературы, так как в соответствии с правилом фаз F=(2+1) – 2=1. Притемпературе 1750ºС количество кристаллического форстерита уже будетпримерно такое же как количество расплава. При температуре 1670ºС расплавабудет уже в два раза меньше, чем кристаллов форстерита, а в составе расплавабудет больше SiO2. При температуре 1557ºС между расплавом, состав которого ужебудет составлять 25% от первоначального количества и кристаллами, количество которыхсоставит 75% начнется реакция с образованием клиноэнстатита (точка перитектики– скрытая точка плавления). Согласно правилу фаз, температура не может дальшепонижаться, пока не закончится эта реакция, так как здесь уже три фазы (дветвердых и расплав), F=(2+1) – 3=0. В результате этой реакции израсходуется весьрасплав и кристаллизация закончится. Образуется агрегат, в котором 30%клиноэнстатита и 70% форстерита.
Если расплавпо составу соответствовал клиноэнстатиту, то при температуре 1700ºС начнутвыделяться кристаллы форстерита и при дальнейшем понижении температурыколичество их будет увеличиваться. При температуре 1557ºС междукристаллами форстерита и расплавом произойдет реакция. Температура в течениеэтой реакции не изменится, а результате реакции одновременно исчезнут ижидкость и кристаллы форстерита, то есть кристаллизация на этом закончится.
Если взятьрасплав более богатый кремнеземом, чем клиноэнстатит, то при температуре1650ºС начнут выделяться кристаллы форстерита. Так будет продолжаться дотемпературы 1557ºС, когда начнется реакция между расплавом и форстеритом.Но в результате ее исчезнут уже кристаллы форстерита. Кристаллизация при этойтемпературе не закончится. Как только исчезнут кристаллы форстерита,температура вновь может понижаться, так как будет опять только две фазы(клиноэнстатит и расплав) и по правилу фаз F=(2+1) – 2=1. Припонижении температуры из расплава будут выделяться непосредственно кристаллыклиноэнстатита. При температуре 1550ºС их количество достигнет 70%. Такбудет продолжаться до температуры 1543ºС, когда состав расплава достигнетэвтектики между клиноэнстатитом и кристобалитом. Здесь появится новая твердаяфаза (кристобалит) и кристаллизация будет продолжаться уже при постояннойтемпературе в соответствии с правилом фаз F=(2+1) – 3=0, дополного исчезновения эвтектического расплава.
Прикристаллизации расплава еще более богатого кремнеземом кристаллизация начнетсяс выделения кристаллов кристобалита.
Рассмотренныйслучай очень важен для петрологии, так как иллюстрирует перитектическиереакционные соотношения между оливином и ромбическим пироксеном. Реакционныекаемки ромбического пироксена вокруг оливина в магматических породахнаблюдаются постоянно. Они образуются в том случае, либо когда перитектическаяреакция не доходит до конца, либо в результате полного израсходованиякремнезема в расплаве, либо в результате резкого изменения температуры, когдавыделившиеся кристаллы оливина не успевают прореагировать с расплавом иромбический пироксен начнет кристаллизоваться из расплава и нарастать на остаткизерен оливина. Реакционные каемки бывают не только вокруг зерен оливина. Накристаллах ромбического пироксена можно видеть каемки моноклинного пироксена,образующиеся в результате не дошедшей до конца реакции между кристалламиромбического пироксена и расплавом. В реакционных соотношениях находятсямоноклинный пироксен и роговая обманка. Реакция кристаллов моноклинногопироксена с расплавом усложняется участием в ней воды. В реакционных соотношенияхнаходятся роговая обманка и биотит. Таким образом, устанавливается определенныйпрерывно-реакционный ряд цветных минералов: оливин→магнезиальный пироксен→известково-магнезиальныйпироксен→амфибол→биотит.
В ходекристаллизации магмы отдельные члены этого ряда могут выпасть вследствие резкойсмены условий. Каемки амфибола вокруг оливина будут свидетельствовать о такомнеравновесном состоянии системы в процессе кристаллизации. При нормальном ходекристаллизации магмы цветные минералы, выделившиеся в первые стадии процесса,полностью исчезают, сменяясь другими. Отсюда понятно, почему в порфировыхвкрапленниках эффузивных пород цветной минерал обычно другой, чем тот, которыйприсутствует в соответствующих интрузивных породах. В андезитах во вкрапленникахнаходятся обычно пироксены, а диоритах – роговая обманка.
Кристаллизацияс образованием инконгруэнтно плавящегося соединения имеет место и для некоторыхсалических минералов. Так кристаллизуется система лейцит-кремнезем, в которойобразуется ортоклаз, плавящийся инконгруэнтно. Температура кристаллизациилейцита – 1686ºС, а температура преобразования его в ортоклаз –1170ºС. Этот процесс объясняет невозможность совместного нахожденияфельдшпатоидов и кварца. Подобные реакции могут происходить и в многокомпонентнойсистеме.
4.3Кристаллизация по закону непрерывного реакционного взаимодействия (в системах ствердыми растворами)
 
Большинствоминералов магматических пород представляют собой твердые растворы, то есть – совершеннуюизоморфную смесь двух или более компонентов. Плагиоклазы – изоморфная смесьальбита и анортита, щелочные полевые шпаты – калиевого полевого шпата иальбита, оливин – форстерита и фаялита и т.д. Поэтому кристаллизация расплавов,из которых образуются твердые растворы, имеет важное значение. В такихрасплавах кристаллизация идет по закону непрерывного реакционноговзаимодействия. Особенности кристаллизации по этому закону следующие: 1) впроцессе кристаллизации состав выделившихся твердых кристаллов непрерывно изменяется;2) температура определяет не только количественное соотношение выделившихсякристаллов и расплава, но и состав твердой фазы; 3) между выделившимисякристаллами и расплавом в течение всего процесса кристаллизации имеет местонепрерывное реакционное взаимодействие, в результате которого изменяется составрасплава и твердой фазы; 4) прибавление к легкоплавкому компоненту болеетугоплавкого может вызвать повышение температуры начала кристаллизации расплавасмеси; 5) температура начала кристаллизации, состав первых кристаллов твердойфазы, а также температура конца кристаллизации, состав последних порцийрасплава и состав образовавшихся твердых кристаллов зависит исключительно отсостава смеси.
Рассмотримпроцесс кристаллизации в очень важной системе альбит-анортит (рис. 4.3).Температура плавления анортита – 1550ºС. Прибавление альбита постепеннопонижает температуру начала кристаллизации расплава смеси. Температураплавления альбита – 1100ºС. Небольшое прибавление аноритта сразу жеповышает температуру начала кристаллизации расплава смеси. Так расплав,содержащий 20% анортита и 80% альбита, начнет кристаллизоваться при температуре1350ºС. Верхняя кривая на рисунке характеризует температуру началакристаллизации и состав расплава, а нижняя кривая – температуру концакристаллизации и состав твердой фазы.
Из расплава,содержащего 40% альбита и 60% анортита при температуре 1475ºС начнутвыделяться кристаллы плагиоклаза, номер которого будет 87. При понижениитемпературы состав расплава будет изменяться в сторону обогащения альбитом, нои состав плагиоклаза тоже будет обогащаться альбитом. При температуре1425ºС кристаллов плагиоклаза и расплава будет поровну. Номер плагиоклазабудет 78, а расплав будет содержать 58% альбита и 42% анортита. При температуре1350ºС в равновесии будут уже кристаллы плагиоклаза №65 в количестве 85% и15% расплава, содержащего всего 25% анортита. Количество расплава с понижениемтемпературы непрерывно уменьшается и при 1325ºС уменьшится до 0. Номерплагиоклаза станет 60. Состав последних порций расплава будет содержать 80%альбита и 20% анортита. Таким образом, кристаллизация данного расплавазакончится при температуре 1325ºС.
Принормальном ходе кристаллизации состав расплава и состав твердых кристалловизменяется непрерывно. Это возможно только при достаточно медленном остывании,когда реакция доходит до конца. При кристаллизации магмы в глубинных условияхплагиоклаз, выделившийся в первые стадии процесса, успевает прореагировать срасплавом. Поэтому в интрузивных породах зональный плагиоклаз почти не встречается.
Приобразовании эффузивных пород кристаллизация идет быстро и не непрерывно.Поэтому плагиоклаз в этих породах имеет ряд особенностей. Во-первых, впорфировых вкрапленниках, представляющих сохранившиеся кристаллы первых стадийкристаллизации, обычно находится более основной плагиоклаз, чем тот, которыйсоставляет интрузивную породу соответствующего состава. Например, в риолитахвстречается лабрадор, а гранитах – олигоклаз. Во-вторых, плагиоклаз вовкрапленниках эффузивных пород почти всегда зональный. Например, прикристаллизации расплава (рис. 4.4) температура от 1475ºС до1425ºС понизится так быстро, что кристаллы не успеют прореагировать срасплавом. Тогда на них при дальнейшем понижении температуры начнет нарастатьплагиоклаз другого состава. Поскольку в процессе кристаллизации может бытьмногократным перерыв в реакционном взаимодействии расплава с твердой фазой, томожет образоваться несколько зон, то есть возникнет зональный плагиоклаз,который постоянно наблюдается в эффузивных породах. Границы между этими зонамимогут быть резкими и расплывчатыми. Резкие границы, часто со следамиоплавления, указывают на полное прекращение реакционного взаимодействия.Постепенные переходы между зонами указывают, что это взаимодействие было неполным, в результате того, что диффузия вещества из расплава к кристаллу шлабыстрее, чем внутри кристалла.
Аналогичнымобразом кристаллизация может происходить и в системах, содержащих твердыерастворы других составов (оливин, ромбические пироксены и т.д.). Кристаллизацияв системе KAlSi3O8-NaAlSi3O8 в «сухом» состоянии будет проходить так же.
В системе KAlSi3O8-NaAlSi3O8 с летучими компонентамикристаллизация идет при более низких температурах, что может привести к распадутвердых растворов и образованию пертитов или антипертитов.
Особенностикристаллизации по закону непрерывного реакционного взаимодействия сохраняются ив более сложных системах.
 
4.4Влияние летучих компонентов на кристаллизацию магмы
 
Прикристаллизации расплавов, состоящих из одних силикатов можно не учитывать ихлетучесть и исключить влияние давления на ход кристаллизации. Однако, если всостав силикатного расплава входят такие летучие компоненты, как H2O, CO2, HCl, HF, H2 и т.п. пренебрегатьгазовой фазой нельзя, так как она участвует в процессе кристаллизации расплава.
Магма илилава всегда содержат летучие компоненты. На это указывают следующие факты: 1)извержение лав любого состава сопровождается вывыделением пара или газа взначительном количестве (на Аляске в вулканической области «Долина десяти тысячдымов» ежегодно выделяется 1,25 млн. тонн HCL и до 200 тыс. тонн HF); 2) главной составнойчастью всех поствулканических выделений является вода; 3) все магматическиепороды содержат в своем составе воду. В граните ее 0,69%, в нефелиновом сиените– 1,38%, в габбро – 1,1%, в риолите – 1,54%, в базальте – 1,69%. В некоторыхвулканических стеклах содержание воды достигает 10%. Но горных породах находитсятолько небольшая часть воды, находящейся в магме. При кристаллизации большаячасть летучих компонентов выделяется из магмы.
Сколько водыв магме точно неизвестно, но в 1938 г. экспериментами Горансона показано,что растворимость воды в гранитном расплаве ограничена. Гранитный расплав придавлении 100 атм (соответствует глубине 2 км) может растворить лишь 3,75%воды, а при давлении 4000 атм (соответствует глубине 15 км) – 9,25%. Вовсяком случае нельзя считать, что магма может содержать неограниченноеколичество воды и других летучих компонентов.
Присутствиелетучих компонентов в кристаллизующейся магме или лаве резко отражается на еесвойствах и влияет на ход кристаллизации.
1.Присутствие летучих компонентов резко снижает температуру началакристаллизации. Установлено, что 1% растворенной в расплаве воды понижаеттемпературу кристаллизации примерно на 50º, то есть при содержании 8–10%воды температура должна понизиться на 400–500 º.
2.Присутствие летучих компонентов резко понижает вязкость силикатного расплава,и, следовательно, способствует росту кристаллов.
В системах сограниченной растворимостью летучего компонента в силикатном расплаве всегдаимеет место резкий переход от расплава к раствору, даже при высоких давлениях.Отсюда следует наличие резкой границы между различными стадиями кристаллизации– магматической и пневматолитовой.
Главнаяособенность кристаллизации в системах с летучими компонентами – существование«ретроградного кипения», то есть выделения газа при одновременнойкристаллизации. Оно начинается при понижении температуры. В результатеретроградного кипения магма превращается в горную породу, пропитанную газовымраствором, который находится в равновесии с породой и поэтому может вызватьперекристаллизацию ее подобно тому, как перекристаллизовывается осадок,остающийся в насыщенном растворе. В дальнейшем, если состав газового раствораизменяется, то он не будет находиться в равновесии с породой, и тогдамагматические минералы начнут растворяться и замещаться вторичными минералами.
Такимобразом, присутствие в магме воды и других минерализаторов обусловливаетвозникновение в конце кристаллизации газового раствора. Этот раствор в случаенасыщенности его компонентами горной породы вызывает перекристаллизацию породы собразование грубозернистых структур. В другом случае, когда состав раствораотличается от состава горной породы, он вызывает отложение вторичных минераловс образованием различных структур замещения.
Общейособенностью кристаллизации магмы с участием летучих компонентов будет то, чтоэтот процесс проходит в несколько стадий: 1) собственно магматическая стадия.Когда силикат выделяется из магмы, а газовая фаза еще не появляется; 2)«ретроградное кипение», когда из магмы выделяется и силикат и газовая фаза; 3)пневматолитовая стадия, когда силикат выделяется из газа; 4) стадияконденсации, когда появляются водные растворы и 5) гидротермальная стадия,когда силикат выделяется из водного раствора.
 
4.5Закономерности парагенетических ассоциаций и последовательность выделенияминералов
 
Подавляющеебольшинство магматических пород состоит из нескольких минеральных видов, ониназываются полиминеральными (гранит, гранодиорит, сиенит). Реже встречаютсябиминеральные (габбро, диорит) и мономинеральные (лабрадорит, пироксенит,оливинит) породы.
В составполиминеральных пород могут входить многие минеральные виды, но в сочетанииминералов, слагающих ту или иную магматическую породу, всегда естьзакономерности, обусловленные физико-химическими законами, управляющимикристаллизацией магматического расплава. Парагенетические ассоциации вмагматических породах, возникших в различные геологические эпохи, очень близки,а часто тождественны друг другу. Некоторые минеральные ассоциации невозможны вмагматических породах. Для щелочных пород характерны щелочные минералы(например, нефелин, щелочные полевые шпаты, эгирин, щелочной амфибол внефелиновых сиенитах). В известково-щелочных породах цветные минералыпредставлены оливином, пироксенами, роговой обманкой. Для кислых породхарактерным является кварц. Для средних и некоторых основных – насыщенныекремнеземом силикаты и алюмосиликаты (ортоклаз, альбит, плагиоклазы, амфиболы,пироксены. Для основных и ультраосновных пород характерны недосыщенные минералы(оливин в известково-щелочных и фельдшпатоиды – в щелочных). Для определенияминералогического состава горной породы необходимо четко знать не только оптическиеи морфологические свойства отдельных минералов, но и те парагенетическиеассоциации, в которых встречаются породообразующие минералы. Определив два-триминерала необходимо уже ясно представлять себе, что может быть еще в даннойпороде. Ниже перечисленные главные закономерности парагенезиса минералов вмагматических породах обоснованы общими представлениями об образовании этихпород.
1. Кварц неможет быть вместе с фельдшпатоидами (нефелином и лейцитом).
2. Оливин невстречается с кварцем, калиевым полевым шпатом, кислым плагиоклазом и биотитом.
3. Щелочныепироксены и амфиболы находятся обычно с нефелином и не находятся с кварцем.
4. Зеленаяроговая обманка встречается в кислых интрузивных породах (с кислым плагиоклазоми биотитом). В основных интрузивных породах (с основным плагиоклазом,пироксеном и оливином) находится обычно бурая роговая обманка.
5. Зеленаяроговая обманка обычно сопровождается сфеном.
6. Мусковитне встречается вместе с пироксеном и роговой обманкой.
7. Внормальных) известково-щелочных) породах роговая обманка обрастает пироксен, вщелочных – щелочной амфибол может иметь каемку из щелочного пироксена(эгирина).
8.Базальтическая роговая обманка встречается только в кайнотипных эффузивныхпородах.
9. Лейцитвстречается только в кайнотипных эффузивных породах. В интрузивных породах онпереходит в псевдолейцит (псевдоморфозы из нефелина и калиевого полевогошпата).
10. Санидиннаходится только в эффузивных кайнотипных породах.
4.6Реакционные ряды минералов
 
На основанииисследования силикатных расплавов и минерального состава магматических пород Н. Боуэнизобразил последовательность выделения минералов из магмы в виде двухреакционных рядов: прерывно-реакционного ряда фемических минералов инепрерывно-реакционного ряда салических минералов. В прерывно-реакционном рядувыделение происходит в следующем порядке: оливин→ромбический пироксен→моноклинныйпироксен→амфибол→биотит. В непрерывно-реакционном ряду выделениепроисходит в следующем порядке: основной плагиоклаз→средний плагиоклаз→кислыйплагиоклаз→калиевый полевой шпат.
Каждому членупервого ряда соответствует определенный член второго ряда. Совместнаякристаллизация минералов двух реакционных рядов протекает с образованиемэвтектики и в этом случае последовательность выделения зависит от составарасплава.
Порядоквыделения фемических минералов в породах нормального ряда также иногданарушается в связи с тем, что каждый фемический минерал сам является членомизоморфного ряда, в котором магнезиальные компоненты являются более тугоплавкими,чем железистые. Поэтому в магмах, богатых железом может наблюдаться отступлениеот обычного порядка выделения. Например, в траппах содержится высокожелезистыйгиперстен, который образовался позже моноклинного пироксена. В некоторыхпородах можно встретить железистый оливин, образовавшийся вместе с калиевымполевым шпатом, тогда как магнезиальный оливин кристаллизуется одновременно сосновными плагиоклазами.
Кристаллизацияначинается с наиболее высокотемпературных минералов: с оливина в левом ряду ианортита в правом. При понижении температуры ранее выделившиеся минералыреагируют с остаточной жидкостью, образуя нижестоящие минералы. Путем закалкибыло установлено, что кристаллизация расплава, соответствующего энстатиту,начинается с выделения кристаллов форстерита. При медленном понижениитемпературы он реагирует с остаточной жидкостью, обогащенной кремнеземом, ипереходит в энстатит по схеме Mg2SiO4+SiO2→Mg2Si2O6. При быстром же застывании, или фракционировании,оливин может сохраниться в породе. При реакции оливина с расплавом возникаетновый минерал – пироксен. Такое качественное изменение ранее выделившихсяминералов при реакции их с остаточным расплавом характерно для левого ряда,который представляет собой так называемую прерывную реакционную серию. Каждыйминерал прерывной серии, может сам являться членом непрерывной реакционной серии.
Магнезиальныйоливин распространен в породах, недосыщенных кремнеземом, и ассоциирует снаиболее основными плагиоклазами. Железистые разновидности могут встречаться и вболее богатых кремнеземом породах в ассоциации с кислым плагиоклазом.
Правый рядпредставляет собой непрерывную серию плагиоклазов, характерной особенностьюкоторых является их совершенный изоморфизм. Кристаллизация плагиоклаза всегданачинается с выделения члена изоморфного ряда, обогащенного анортитовойсоставляющей. При медленном остывании выделившийся плагиоклаз вступает вреакцию с остаточным расплавом и преобразуется во все более кислыеразновидности. При всех этих процессах новых минеральных видов не возникает, тоесть изменения постепенны, чем и обусловлено название «непрерывная реакционнаясерия». В конце кристаллизации оба ряда сливаются в один, заключающий конечныепродукты кристаллизации магмы – калиевый полевой шпат и кварц.
Кристаллизацияминералов прерывной и непрерывной серий может идти параллельно. На этоуказывает наличие эвтектики между минералами обоих рядов, наблюдаемыхнепосредственно в породах и установленных экспериментально.
Установлено,что кристаллизация по вышеприведенной схеме осуществляется при сопутствующемвыделении рудных минералов, чему способствует постоянная и довольнозначительная величина парциального давления кислорода. При низком иизменяющемся давлении кислорода кристаллизуются главным образом силикатныеминералы, а в остаточном расплаве накапливаются оксиды железа. Эта схемаосуществляется в платформенных «псевдостратифицированных» интрузиях.
Экспериментальноеизучение силикатных систем, близких по составу к горным породам, даетвозможность определить причину постоянства их состава. Так, например, общаялейкократовость гранитов по сравнению с габбро связана с положениемсоответствующих точек эвтектики и обогащением остаточных расплавов кремнеземом.Таким образом, реакционный принцип Боуэна справедлив для многих пород. Но в немне учитываются железистость фемических минералов, определяющая ходкристаллизации, и роль давления, изменяющая фазовые взаимоотношения в системах.

Списоклитературы
 
1. Белоусова О.Н.,Михина В.В. Общий курс петрографии. М.: Недра, 1972. 344 с.
2. Вильямс Х.,Тернер Ф., Гилберт Ч. Петрография. Т. 1. М.: Мир, 1985. 301 с.
3. Вильямс Х.,Тернер Ф., Гилберт Ч. Петрография. Т. 2. М.: Мир, 1985. 320 с.
4. ВинклерГенезис метаморфических пород. М.: Недра, 1979. 328 с.
5. Даминова А.М. Петрографиямагматических горных пород. М.: Недра, 1967. 231 с.
6. Дмитриев С.Д. Основыпетрографии. Иркутск: Изд-во Иркутского ун-та, 1986. 303 с.
7. Емельяненко П.Ф.,Яковлева Е.Б. Петрография магматических и метаморфических пород. М.: МГУ,1985. 248 с.
8. Заридзе Г.М. Петрография.М.: Недра, 1988. 389 с.
9. Малеев Е.Ф. Вулканиты.Справочник. М.: Недра, 1980. 240 с.
10. Саранчина Г.М.,Шинкарев Н.Ф. Петрология магматических и метаморфических пород. Л.: Недра,1973. 392 с.
11. Трусова И.Ф.,Чернов В.И. Петрография магматических и метаморфических пород. М.: Недра,1982. 289 с.
12. ХьюджесЧ. Петрология изверженных пород. М.: Недра, 1988. 319 с.