CC BY
108
ГЕОЛОГИЯ
УДК 551.24 +550.93
А. Х. Зильберштейн,* В. С. Семенов,* В. А. Глебовицкий, В. Н. Деч, С. В. Семенов*
ТЕМПЕРАТУРА В МАГМАТИЧЕСКОЙ КАМЕРЕ ПРИ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ МАГМЫ
Введение
Для описания процесса расслоения в интрузивах основного-ультраосновного состава обычно используется конвекционно-кумуляционная модель. В ней существенная роль отводится не только конвекции, но и делается попытка последовательного учета термодинамических факторов магматического процесса. Решение задачи о перемежающейся конвекции в заданных граничных условиях показало, что возможна реализация условий, когда зоны покоя в магматической камере перемежаются с зонами активного перемешивания [1]. При решении задачи о перемещающейся конвекции, наряду с системой уравнений тепломассопереноса и предположения, что содержание твердой фазы в магме (Б) Б ^ 1, принимались граничные условия: теплоизоляция в подошве магматической камеры (МК) и отсутствие потока вещества в кровле МК, дающие условия для концентрации минерала. Было получено решение, приводящее к представлению о периодическом поведении температуры (рис. 1).
В этом случае, очевидно, что протекание конвекции становится возможным только в слоях с положительным вертикальным градиентом температуры, а на участках с отрицательным градиентом (падение температуры вниз по разрезу) — ее прекращение. Примерами, где могли реализовываться эти условия, могут быть интрузии Кивакка и Аканваара (рис. 2), в которых зоны контрастного переслаивания перемежаются с зонами, представленными монотонными по составу породами.
Здесь, в зоне покоя (зоне, где имеется отрицательный градиент) могут реализоваться условия для формирования тонкой ритмичной расслоенности, например, из-за диффузии (причиной диффузии является наличие температурного и концентрационного градиентов и отсутствие перемешивания — конвективных токов).
В приведенной модели температура определяет существование конвективных токов. Что же может привести к периодическому поведению температуры в объеме камеры? Очевидно, что для этого должны реализоваться, по крайней мере, условия, рассмотренные в работе [1]. Другим фактором, определяющим «рисунок» температурного поля в магматической камере, вероятно, являются оседающие в процессе фазовой конвекции кристаллы, содержащиеся в струях (в предположении кристаллизации сверху) и их взаимодействие с вмещающим расплавом.
* ИГГД РАН.
© А.Х.Зильберштейн, В.С.Семенов, В.А.Глебовицкий, В.Н.Деч, С.В.Семенов, 2010
Рис. 1. Представленное в виде синуса решение для Х(х^) (а), общий вид перемежающейся конвекции (б). Заштрихованные участки отвечают зонам покоя, где возможна реализация условий для диффузии
Обычно рассматривается два фронта кристаллизации (формирование кристаллов кумулуса): или на границе кумулус — расплав (кристаллизация от подошвы камеры к кровле) или в прикровельной части камеры. В первом варианте предполагается, что в условиях адиабатической конвекции жидкости температура ликвидуса должна раньше достигаться у дна магматической камеры. Это, по мнению некоторых авторов [4], определяется рядом обстоятельств, главным из которых является давление. Давление в подошве камеры выше, чем в кровле. Известно, что давление повышает температуру ликвидуса. Поэтому зарождение кристаллов происходит только в придонном слое расплава небольшой мощности, а выделяющаяся здесь теплота кристаллизации переносится к кровле и отдается во вмещающие породы. Такая модель затвердевания магмы все равно предполагает потерю тепла через кровлю интрузива. Это, в свою очередь, должно вести к зарождению кристаллов и кристаллизации у кровли камеры с дальнейшим их погружением (второй вариант).
Кроме того, следует обратить внимание на конвективную составляющую при кристаллизации интрузий и, в частности, фазовую конвекцию. Предполагаем, что единственным механизмом переноса тепла и вещества является фазовая конвекция, при которой реализуется однонаправленное перемещение более плотных фаз вниз, отсадка кристаллов, а относительно легких фаз — вверх. Механизм фазовой конвекции может привести к разделению магмы на слои различного состава, отвечающие порядку кристаллизации или плавления минералов, к образованию контрастной серии расплавов. Составы расплавов будут отвечать условиям термодинамического равновесия расплав-но-минеральных ассоциаций [5, 6]. Температура таких расплавов ниже температуры ликвидуса. Тот же эффект может быть получен и при термальной, по определению
Рис. 2. Характер распределения MgO в вертикальных разрезах расслоенных интрузивов Кивакка (а) и Аканваара (б) по данным Е. В. Коптева-Дворникова и др. [2] и Т. Мутанена [3].
Кивакка: 1 —нижняя краевая зона, 2 —зона ультраосновных пород — оливиновые и оливин-ортопироксеновые кумулаты, зона норитов: 3 —орто-пироксен-плагиоклазовые кумулаты, 4 —ортопироксеновые кумулаты, 5 — контрастное переслаивание ортопироксен-плагиоклазовых и ортопироксено-вых кумулатов, зона габбро-норитов: 6 — контрастное переслаивание орто-пироксен-плагиоклазовых и ортопироксен-клинопироксен-плагиоклазовых ку-мулатов, 7 — ортопироксен-клинопироксен-плагиоклазовые кумулаты, 8 — зона габбро, 9 — верхняя краевая зона. Аканваара: 10 — нижняя краевая зона (микрогаббро), 11 —ортопироксеновые кумулаты, 12 — габбро, 13 —оливин-пироксеновые кумулаты, 14 — переслаивание пироксеновых с хромитом и оли-вин-плагиоклазовых с хромитом кумулатов, 15 —переслаивание анортозитов, габбро-анортозитов с габбро, 16 — магнетитовое габбро и феррогаббро.
[7, 8], конвекции. В этом случае, как и в предыдущем, перенос тепла происходит за счет погружающихся струй, представленных расплавом или расплавно-кристалличе-ской смесью. Фазовая конвекция по [5, 6] не отличается от термальной конвекции по [7, 8]. М. Френкель с соавторами в своих расчетах показали, что движущаяся от верхнего фронта кристаллизации жидкость±кристаллы не образует стабильных конвективных ячеек в связи с появлением периодической составляющей. Ж. Бранде и К. Жопар, показав, что конвекция является функцией вязкости магмы и, следовательно, ее состава, оценили эффективную температуру, дающую толчок термальной конвекции. Вязкость магмы в свою очередь зависит от скорости нуклеации и роста кристаллов и не должна превышать 105 пуаз для термальной конвекции. В противном случае, как считают они [7, 8], термальная конвекция исчезает и реализуется простое оседание кристаллов и композиционная конвекция.
По мнению М. Я. Френкеля дальнейшее совершенствование конвекционно-кумуля-ционной модели — это, во-первых, анализ и учет сопряженных реакций плавления — кристаллизации и обмена в головных частях конвекционных потоков, которые должны отражаться в таких особенностях интрузива, как мелкомасштабная расслоенность. Второе направление совершенствования модели связано с более внимательным отношением к гидродинамической части, то есть к структуре конвективных течений магмы, вызванных как переносом тепла (тепловая конвекция), так и химической дифференциацией (концентрационная конвекция).
В настоящей работе была проведена оценка возможного характера изменения температуры в магматической камере в процессе взаимодействия опускающихся струй, представленных расплавом или расплавно-кристаллической смесью, и вмещающей магмы.
Постановка и решение задачи
Рассмотрим процесс кристаллизации магматического расплава, внедренного при температуре — То (соответствующей температуре в магматическом очаге) в кристаллические породы, температура которых ниже температуры кристаллизации расплава — Тсг.
Согласно закону Паскаля, давление расплава при внедрении Ро (начальное давление в магматической камере) соответствует давлению магмы в очаге. Например, для массива Кивакка давление внедрения оценивается >12 kbar [9]. Однако, после заполнения и закрытия камеры магмой, в ней устанавливается давление (Pcr), соответствующее давлению вмещающих пород (литостатическому), при котором в результате уменьшения То происходит кристаллизация.
В типичном случае для расслоенных интрузивов значения Tcr и Pcr составляют ~ 1500 K и « 4 kbar, а химический состав расплава (без учета зоны ультраосновных пород) определяется главным образом пироксен-плагиоклазовыми молекулами (например, данные Коптева—Дворникова и др. [2], Т. Mutanen [3]) для интрузивов Кивакка, Аканваара.
Согласно данным [1, 5, 6], можно полагать, что к началу массовой кристаллизации интрузива магма в камере не является пространственно однородной по химическому составу. Полагается, что в магме, «проявившей тенденцию» к разделению на слои различного фазового состава, содержатся растущие зародыши и минералы, отвечающие порядку их кристаллизации или плавления. Если такая неоднородность существовала, то ее можно оценить, используя химические анализы образцов пород интрузива, соответствующих различной глубине — H. Эти данные, в частности, позволяют найти распределение концентрации плагиоклазов и пироксенов, как функцию глубины (H). При этом предполагается, что содержание плагиоклазовой (анортит (an) — (CaA^Si2Os) + альбит (alb) — (NaA1Si3Os)) составляющей пропорционально концентрации AI2O3, тогда как содержание пироксеновой (энстатит/клиноэнстатит—MgSiOs) составляющей пропорционально концентрации MgO, соответственно. На примере зоны контрастного переслаивания ортопироксен-плагиоклазовых и ортопироксеновых кумулатов (рис. 3) интрузива Кивакка показано распределение С(А^Оз)н и C(MgO)n с глубиной H. Видно, что при значительных изменениях концентраций С(А^Оз)н и C(MgO)H, сумма их (в точке глубины Н) остается практически неизменной для различных значений H. Это свидетельствует о правильности выбора концентраций С(А120з) и C(MgO) в качестве меры содержания плагиоклаза и пироксена, соответственно, причем эти две составля-
ющие в первую очередь и определяют молекулярный (минеральный) состав вещества в рассматриваемой части магматической камеры.
Рассмотрим массовую кристаллизацию при остывании (от Т0 до Тсг) пироксен-плагиоклазового расплава, где пироксен представлен энстатитом, а плагиоклаз — (0,6(ап) + 0,4(а1Ь)). Такой состав (минералов в первом приближении) соответствует расслоенным интрузивам Кивакка и Аканваара.
Будем полагать, что расплав (суспензия), обладающий достаточной вязкостью, к моменту массовой кристаллизации химически неоднороден по глубине Н подобно анализированным кристаллическим образцам интрузива, то есть, молекулярное соотношение пироксен/плагиоклаз в расплаве меняется с глубиной (см. рис. 3). Такой вариант расслоения внутри магматической камеры рассматривался М. Френкелем [5, 6], Ж. Бранде и К. Жопаром [7, 8], а также Я. Бычковой [10]. М. Френкель показал, что при фазовой конвекции возможна химическая стратификация смеси с появлением резких границ «и, как итог, распад смеси на конечное число дифференциатов... Ступенчатый характер распределения в системе с фазовой конвекцией характерен не только для концентраций, но и для температуры». В любом случае, по мнению указанных авторов, нисходящие струи расплавно-кристаллической смеси, достигнув дна или уровня плавучести, могли растекаться по горизонтали, тем самым формируя неоднородности внутри магматической камеры. При достижении поверхности кумулуса или уровня плавучести в расплавно-кристаллической смеси может происходить нуклеация (формирование новых кристаллов) и осаждение кристаллов из смеси (струй).
0,45 0,55 0,65 0,75 0,85 0,95
Относительная глубина
Рис. 3. Вариации в содержании MgO и Л12О3 как функция относительной глубины.
Итак, нас интересует взаимодействие горячей вмещающей магмы с более «холодным» веществом (обусловленным струей с зародившимися кристаллами). Поэтому акцентируем внимание на случае, когда взаимодействие холодного и горячего расплавов приводит к охлаждению горячего, что необходимо для зарождения кристаллов.
Остывание расплава в камере приводит к его переохлаждению, необходимому для зарождения кристаллов. Кристаллизация, в свою очередь, вызывает выделение скрытой теплоты (ДQ), приводящее к нагреванию расплава, уменьшению переохлаждения и замедлению кристаллизации, которая заканчивается достижением равновесных зна-
чений P, T, C [11, 12]. В рассматриваемом нами случае пироксен-плагиоклазового расплава при остывании в диапазоне 1500 K > T > 1450 K сначала кристаллизуется пироксен, выделяя скрытую теплоту AQpyr = SQpyrMpyr, где SQpyr — значение удельной скрытой теплоты кристаллизации пироксена, а Mpyr — его масса (количество молекул пироксена). Последующее остывание ведет к переохлаждению, вызывающему гомогенную кристаллизацию плагиоклаза, что приводит к выделению скрытой теплоты кристаллизации AQpi = SQplMpl (SQpl — удельная (на 1 моль) теплота кристаллизации плагиоклаза, а Mpi — его молекулярное количество). Выделение скрытой теплоты кристаллизации приводит к локальному нагреванию вещества в камере. Полагая, что в процессе массовой кристаллизации расплава давление в камере (P = Pcr) изменяется незначительно, можно описать такое нагревание (AT).
В равновесном приближении выделенная теплота (AQ) вызывает изменение внутренней энергии системы (AU) и производит работу (AA) над окружающей средой (первое начало термодинамики):
AQ = AU + AA. (1)
Причем, в выбранном изобарическом приближении AA = PAV, где AV — изменение объема системы, равное разности объема кристалла (Vcr) и объема соответствующего ему расплава (Vmeit). Удельное изменение объема SV определяется выражением AV = M SV, где M — масса (количество молекул) вещества. Для большинства веществ имеет место:
AV = Vcr — Vmelt < 0. (2)
Тогда уравнение (1) примет вид:
AQ = AU - P|AV|, (3)
то есть энергия AE, сообщаемая системе при такой кристаллизации (предположительно равная в данном приближении AU), положительна:
AE = AQ + P|AV| > 0. (4)
Для высоких температур и давлений, соответствующих Tcr, Pcr (см. выше) удельные значения SQ, SV, а также используемой в дальнейшем теплоемкости (с^ су) плагиоклазов и пироксенов нам неизвестны. Однако, используя данные, известные при P = 1 bar, T = 298,15 K [13], можно сопоставить вклады в локальное нагревание содержимого камеры при кристаллизации пироксенов и плагиоклазов, соответственно.
Согласно [13] при P = 1 bar значения SQ для пироксена и плагиоклаза составляют:
SQpyr (enstatite/clinoenstatite) = 1545 kJ/mol; SQpl(0, 6 an+0, 4 alb) = 4114 kJ/mol. (5)
Удельное изменение объема при кристаллизации SV будем оценивать как разность удельных объемов кристалла (Vcr) и соответствующего ему стекла (Vgiass):
|SV| = Vglass — Vcr, (2a)
тогда из данных [13], полученных при P = 1 bar и T = 298,15 K, легко получить:
SVpyr (enstatite/clinoenstatite) =
= 5, 29 ± 0, 27 cm3/mol; SVpl (0, 6 an + 0, 4 alb) =5, 34 ± 0, 29 cm3/mol. (6)
Понятно, что удельная энергия £Е (=ДЕ/М), выделяемая при изобарической кристаллизации плагиоклаза:
<*Ер1 = ^р! + Р|*Ур1|, (7)
превышает такую энергию пироксена:
^ЕруГ = ^руг + р|^Уруг ^ (8)
так как, согласно выражениям (5), (6):
^р1 > ^руг, (9)
|^Ур1| > |^Уруг| и, следовательно, Р|£Ур1| > Р|£УругI. (10)
Полученные соотношения (9), (10) позволяют полагать, что при высоких Р и Т параметрах, соответствующих условиям массовой кристаллизации расслоенных интрузивов (см. выше), также выполняется неравенство:
£Ер1 > Жруг. (11)
Так как энергия ДЕ приводит к повышению внутренней энергии системы Ди (см. (1), (4)), то есть к ее нагреву, то логично предположить, что в соответствии с выражением (11) нагрев (ДТ) вещества в камере тем больше, чем больше содержание плагиоклазо-вой составляющей относительно пироксеновой (детальнее см. [20]):
ДТр1 > ДТруг. (12)
В результате массовой пироксен-плагиоклазовой кристаллизации, на фоне монотонного остывания интрузива от Т0 до Тсг может возникнуть локальный, неоднородный по пространству нагрев ДТ, когда области камеры, обогащенные плагиоклазовым компонентом, нагреваются больше, чем такого же масштаба области, обогащенные пироксеном (см. (12)). В каждом конкретном слое этот нагрев имеет вид:
ДТ = ДТруг Сруг + ДТр1СрЪ (13)
откуда, с учетом указанной выше пропорциональности Сруг величине C(MgO), а Ср1 величине С(АЬОз), можно полагать, что:
ДТ ~ ДТругС^О) + ДТр1(СА120з). (14)
Для описания характера распределения локального нагрева ДТ в камере от высоты Н имеет смысл ввести величину £Т:
6Т = ДТр1 — ДТруг > 0. (15)
Тогда выражение (13) примет вид:
ДТ(Н) - оопэ^Н) + £Т(С(А12Оз))(И), (16)
где еопБ^Н) = ДТруг(C(Mg0) + С(А1203)) = ооп81(Н)ДТруг, так как С(М^О) + С(АЬ203) = еопБ^Н) (см. рис. 3).
Как видно из (16), характер зависимости локального нагрева AT от высоты (ST(H)) определяется зависимостью от H содержания плагиоклаза, т. е. зависимостью (C(Al2O3))(H) (концентрация есть функция Н).
Тогда как зависимость от высоты H содержания пироксена (или (C(MgO)(H)) может описывать пространственное распределение понижения (локального) температуры в камере. AT(H) представимо также в виде:
AT(H) - const2(H) — ST(C(MgO))(H), (17)
где const2(H) = ATpl(C(MgO) + C(Al203)) = const(H)ATpl.
Точный расчет AT(H) требует знания соответствующих (неизвестных нам) термодинамических параметров при условиях кристаллизации Pcr, Tcr, и зависимости изменения внутренней энергии AU от температуры. Однако количественное представление (ориентировочное) о вариациях температуры в камере в зависимости от H можно получить, используя данные SQpyr, SQpl, SVpyr, SVpl, найденные для P = 1 bar, T = 298,15° K, согласно выражениям (5), (6), полагая при этом малое межмолекулярное взаимодействие для вещества в камере.
Последнее предположение позволяет представить удельное изменение SU внутренней энергии согласно закону Джоуля в виде:
SU = cvAT, (18)
где cv (cp) —удельная теплоемкость вещества при V = const (P = const); cv = cp —R
(R — газовая постоянная); SUpl = cv(pl) ATpl, SUpyr = cv (pyr) ATpyr.
Значения cv пироксена и плагиоклаза были рассчитаны для температуры 1500°K, соответствующей Tcr, по формуле [13]:
cv = cp — R = (A1 — R) + A2T + A3/T2 + A4/T0’5 + A5T2, (19)
откуда по данным [13] получено:
cv(pyr (enstatite/clinoenstatite)) = 130 J/(mol K); cv(pl(0, 6 an+0, 4 alb)) = 336 J/(molK).
(20)
В предположении |AU| = |AE| из уравнений (3), (7), (8), используя данные (5), (6), (20), легко получить оценочное значение ST:
ST = ATpl — ATpyr = (SQpl + Pcr|SVpl|)/cv(pl) — (SQpyr + PCT|SVpyr|)/cv(pyr) = 3,5102 K.
(21)
Таким образом, локальное изменение температуры в камере, вызванное кристаллизацией, согласно выражениям (16), (17), (21), определяется (с точностью до коэффициента, оценочное значение которого составляет 3,5 102 K) зависимостью C(Al2O3)-H или C(MgO)-H:
AT(H) - const1(H) + (3, 5102K)(C(Al203))(H) = const2(H) — (3, 5102K)(C(Mg0))(H).
(22)
Причем, локальные максимумы или минимумы на графиках C(Al2Оз)-Н, C(MgO)-H соответствуют локальному повышению или понижению температуры.
Отсюда следует, в частности, что зависимость C(MgO)-H (см. рис. 3 а, б) описывает (с точностью до множителя (ST = 3, 5102 K)) пространственное распределение такого понижения. Так, например, в областях контрастного переслаивания, где наблюдаются
резкие колебания функции (C(MgO))(H), усредненная по такой области концентрация MgO оказывается ниже средней по интрузиву (MgO « 17,92 [2]), что соответствует повышенной в этих областях температуре.
В заключение следует отметить, что значение коэффициента £Т (см. (21)) получено в изобарическом приближении и предположении слабой зависимости параметров ^, SV от температуры и давления; с использованием условия слабого молекулярного взаимодействия при оценке SU; и без учета диссипации энергии, выделяемой при кристаллизации: SU = SE. Тогда как, например, в расслоенном интрузиве Скаергард, по мнению некоторых авторов, вариации давления ДР достигают 0,7 кбар [14]. Такие допущения приводят, по-видимому, к завышенной оценке dT.
Обсуждение результатов исследования, выводы
Становится правдоподобным, что периодическое изменение температуры по вертикали объема камеры не противоречит модели, рассмотренной в работе [1]. Весьма вероятно, что существенным фактором, влияющим на «форму» температурного поля в магматической камере, является оседание кристаллов и их взаимодействие с расплавом. Но оседание кристаллов есть ключевая составляющая многих модельных построений [5-8, 15-18], касающихся проблемы формирования расслоенности. Появление в расплаве взвешенной фазы (минерала/минералов) отражает замедление продвижения верхнего фронта кристаллизации, в связи с прогревом вмещающей среды и замедлением теплоотвода.
С дальнейшим замедлением теплоотвода верхний фронт кристаллизации перестает захватывать взвешенные в расплаве кристаллы и практически останавливается. Возникают плотностные неоднородности, что дает толчок к формированию конвективного потока, который доставляет кристаллическую фазу к поверхности кумулуса.
Рассмотрим различные представления, касающиеся роли конвекции в формировании расслоенных интрузий, ибо процессу конвекции, на фоне которой происходит дифференциация (расслоение) основных-ультраосновных магм (расплавов) в магматической камере, разные исследователи придают разное значение.
Б. Д. Марш [17, 18] считает, что конвекция при кристаллизации магмы в магматической камере (охлаждение происходит через верхний контакт) оказывает слабое влияние на процессы дифференциации, так как основной объем магмы находится в изотермических условиях, отвечающих температуре ликвидуса на границе верхнего пограничного слоя. По его мнению, время проявления «энергичной» конвекции очень мало по сравнению со временем затвердевания интрузива. При достаточно низкой степени перегрева (магма находится в субликвидусном состоянии или быстро его достигает) число Рэлея (Иа) малое и конвекция имеет «мимолетный» характер, и никогда не проявляется снова в полной мере. В течение кристаллизации разница температур (внутренний градиент) может исчезнуть и конвекция прекратится. В то же время, по мнению Б. Д. Марша, высокая температура магмы не позволяет кристаллам оседать и достигать дна камеры, препятствуя процессам дифференциации. Но в этом случае, если предполагается плавление минералов или реакционное соотношение минералов с расплавом, должна возникать температурная неоднородность за счет скрытой теплоты кристаллизации. Кроме того, в магматических камерах значительной мощности существует градиент по давлению, что оказывает влияние на температуру ликвидуса минералов и может приводить к возникновению состояния неустойчивости.
В процессе фазовой конвекции [5, 6] в магматических системах кристаллическая фаза всегда находится в реакционных соотношениях с расплавом. В этих условиях магматические системы проявляют тенденцию к разделению на слои различного фазового состава, отвечающие порядку кристаллизации или плавления минералов. Это должно приводить к образованию контрастной серии расплавов, составы которых отвечают условиям равновесия различных расплавно-минеральных ассоциаций [10, 16]. Мы же должны добавить, что этот процесс должен сопровождаться формированием температурных неоднородностей в магматической камере. Например, «генерируемая фазовой конвекцией химическая неоднородность, — пишет М. Я. Френкель, может либо усиливать общую тепловую (термальную) конвекцию, либо, наоборот, замедлить или подавить ее. Многофазная смесь может разделиться на слои различного химического состава (химическая дифференциация), способные конвектировать относительно независимо друг от друга». М. Я. Френкель, анализируя условия остывания магматической камеры, показал, что на фоне монотонной кристаллизации и оседания кристаллов появляется периодическая составляющая, а струи погружающейся суспензии (минерал+расплав) не обязательно достигают поверхности кумулуса (дна). Отдельные струи при наличии градиента плотности могут приобрести плавучесть на некотором промежуточном уровне и растечься по горизонтали в виде слоя (прерывистая конвекция). Объем магмы, представленной расплавно-кристаллической смесью (струей) находится в изотермических условиях и отвечает температуре ликвидуса на границе верхнего пограничного слоя. Эта температура ниже температуры на глубине магматической камеры, в результате чего возникает температурная неоднородность.
С нашей точки зрения признаки формирования контрастных серий расплавов имеются. Во многих интрузиях выделяется специфический тип пород—«автолиты». Их формирование связывают с процессом «выдавливания остаточных расплавов» из зоны уплотняющегося кумулуса. Особенностью этих пород является мелкозернистый характер текстур, а главное, их минеральный состав всегда соответствующий минеральному составу вмещающих пород. Этот эффект можно объяснить тем, что оторвавшийся от кумулуса «расплавный пузырь» поднимается до уровня своей плавучести или зоны, где состав «пузыря» и состав окружающей его магмы/расплава идентичны по всем параметрам, включая и плотность. В расслоенных сериях встречаются «автолиты» разного состава, в зависимости от зоны их нахождения. Вполне вероятно, мегаритмич-ное строение многих интрузий также объясняется формированием контрастных серий расплавов, а не дополнительными внедрениями новых порций магм, как предполагают многие геологи [19, 20].
Ж. Бранде и К.Жопар [7, 8] при решении задачи соотношения тепловой и композиционной конвекции в остывающей сверху магматической камере, использовали уравнение теплопереноса с учетом скрытой теплоты кристаллизации, уравнение зависимости скоростей нуклеации и роста кристаллов, а также время, определяющее характерную временную шкалу термальной конвекции. Последний параметр определялся через число Рэлея, достигающего критического значения при конвективной нестабильности на границе верхнего пограничного слоя и магматической камеры. Временная шкала отражает тот факт, что движение жидкости имеет прерывистый характер (форму опускающихся струй), и не формирует стабильных конвективных ячеек (появление периодической составляющей). Исследования Ж. Бранде и К.Жопара [7, 8] привели к проблеме прерывистой конвекции, для которой, по их мнению, типичны нисходящие струи и отсутствие восходящих потоков. Нисходящие струи, достигающие дна или уровня плавучести, растекаются по горизонтали. Эти авторы рассмотрели два случая:
(а) формирование струй, свободных от кристаллов, и (б) кристалл-содержащих струй.
(а) Струи, свободные от кристаллов, функционируют, когда температура в них близка к ликвидусной. В нестабильном пограничном слое кристаллы отсутствуют. Такой режим возможен для вязких и высокотемпературных магм. Кристаллизация ограничена стабильными граничными слоями, изолированными от конвектирующей части камеры.
(б) Кристалл-содержащие струи реализуются, когда температура в них ниже ликвидуса, вязкость меньше 105 пуаз. Такой тип конвекции был предложен Хессом [21] для объяснения формирования циклических единиц в Стиллуотере. Судьба кристаллов в струе может быть сложной. После того, как произошла нуклеация минералов в пограничном слое, и они были захвачены струями, зерна могут расти или растворяться. Это зависит от температуры на глубине магматической камеры. Если струя достигает дна камеры, формирование слоистости происходит как за счет кристаллов из струи, так и кристаллов, сформированных на месте, что и приводит к формированию ритмичной слоистости.
Механизм прерывистой конвекции и формирования струй был предложен для объяснения циклических единиц в расслоенном интрузиве Стиллуотер [21]. Подразумевалось, что формирование каждой циклической единицы начиналось с короткого эпизода конвекции, за которым следовал долгий период стагнации.
Модель Ж. Бранде и К. Жопара [8] предполагает, что температура в процессе формирования ультраосновной зоны интрузии Стиллуотер, характеризующейся отсутствием тонко ритмичных участков разреза (ранняя стадия кристаллизации), была очень высокой, особенно если учесть вероятность дополнительных внедрений магмы. Поэтому превалировал режим свободных от кристаллов струй. Позднее, когда температура понизилась, включился режим формирования кристалл-содержащих струй, что привело к формированию ритмичной слоистости.
Как и в модельных построениях М. Френкеля, объем магмы, представленной расплавом или расплавно-кристаллической смесью (струей), должен находится в изотермических условиях и отвечать температуре ликвидуса на границе верхнего пограничного слоя. Она ниже температуры на глубине магматической камеры, в результате чего возникает температурная неоднородность.
Таким образом, в случае кристаллизации сверху, процессы в магматической камере могут приводить к формированию температурных неоднородностей, которые в свою очередь могут иметь характер, близкий периодическому. Значительный вклад в формирование температурных неоднородностей вносят расплав-минеральные равновесия. Только в случае интенсивного конвективного перемешивания температура внутри магматической камеры может быть выровнена по всему объему.
Литература
1. Чобан Э.А., Семенов В. С., Глебовицкий В. А. Ритмичная расслоенность в магматической камере базит-гипербазитовых интрузий за счет диффузии и перемежающаяся конвекция // Физика Земли. 2006, №5.
2. Коптев-Дворников Е. В., Киреев Б. С., Пчелинцева Н. Ф., Хворов Д. М. Распределение кумулятивных парагенезисов, породообразующих и второстепенных элементов в разрезе Ки-ваккского интрузива // Петрология. 2001, №6.
3. Mutanen T. Geology and ore petrology of the Akanvaara and Koitelainen mafic layered intrusions and the Keivitsa-Satovaara layered complex, Northern Finland // Geology Survey of Finland, 1997. Bulletin 395.
4. Worster M. G., Hupert H. E., Sparks R. S. J. Convection and crystallization in magma cooled from above // Earth Planet. Sci Lett. 1990. Vol. 101.
5. Френкель М. Я., Ярошевский А. А., Арискин А. А. и др. Динамика внутрикамерной дифференциации базитовых магм. М., 1988.
6. Френкель М. Я. Тепловая и химическая динамика кристаллизации базитовых магм. М., 1995.
7. Brandeis G., Jaupart C. Characteristic Dimensions and Times for Dynamic Crystallization. In «Origions of Igneous Layering» / Ed. I. Parsons, 1987.
8. Brandeis G., Jaupart C. On the interaction between convection in cooling magma chambers // Earth Planet Sci. Lett. 1986. Vol. 77.
9. Берковский А. Н., Зильберштейн А. Х., Глебовицкий В. А., Семенов В. С., Шалаев В. С. Оценка давления магмы при внедрении на примере интрузивов Кивакка, Луккулайсваара, Ципринга (Северная Карелия) // ДАН. 1999. Т. 366, №5.
10. Бычкова Я. В., Коптев-Дворников Е. В. Ритмическая расслоенность киваккского типа: геология, петрография, петрохимия, гипотеза формирования // Петрология. 2004. Т. 12, №2.
11. Шубников А. В. Образование кристаллов. М.; Л., 1947.
12. Современная кристаллография. Т. 3. Образование кристаллов. М., 1980.
13. Robie R. A., Hemingway B. S. Thermodynamic properties of minerals and related substances at 298.15 K and 1 Bar pressure and at higher temperatures // U.S. Geol. Survey, Washington, 1995. Bulletin 2131.
14. McBirney A. R. Mechanisms of differentiation in the Skaergaard Intrusion // J. Geol. Soc., London, 1995. Vol. 152.
15. Campbell I. H. Fluid Dynamic Processes in Basaltic Magma. In «Layered Intrusions». Ed: R. G. Gawthorn. 1996.
16. Hort M., Marsh B. D., Spohn T. Igneous layering through oscillatory nucleation and crystal settling in wall-mixed magmas Contrib. // Mineral. Petrol. 1993. Vol. 114.
17. Marsh B. D. Magma Chambers // Annu. Rev. Planet. Sci. 1989a. Vol. 17.
18. Marsh B. D. On convective style and vigor in sheet-like magma chamber // J. Petrol. 1989b. Vol. 30.
19. Alapieti T., Filen B, Lahtinen J., Lavrov M., Smolkin V., Voitsekhovsky S. Early Pro-terozoic layered intrusions in the northeastern part of the Fennoscandian Shield // Miner. Petrol., 1990.
20. Halkoaho T. A. A., Alapieti T. T., Lahtinen J. J. The Sompujarvi PGE Reef in the Penikat layered intrusion, Northern Finland // Miner. Petrol. 42.
21. Hess H.H. Stillwater igneous complex // Mem. Geol. Soc. Am., 1960. Vol. 80.
Статья поступила в редакцию 5 октября 2009 г.
