Ниже кратко охарактеризованы те успехи, которые были достигнуты в решении вопроса о характере плавления и дифференциации природных базальтов в условиях высоких давлений. Проведенные исследования позволили расшифровать процессы магмообразования и состав исходного материала мантии, из которого эти магмы возникают, или, другими словами, получить представление о составе «первичной», не испытавшей плавления верхней мантии. Образование базальтовых магм и возможность их последующей дифференциации в мантии указывают, что верхняя мантия не является гомогенной, в частности, по содержанию второстепенных элементов.
Многообразие природных базальтов
Минеральный и химический составы природных базальтов сильно меняются, но обычно выделяются две главные серии базальтовых магм: толеитовая и щелочных базальтов [9, 5]. Базальты этих серий различаются по минералогическим особенностям: для толеитов характерно наличие слабо-известковистых пироксенов или кварца, а для щелочных базальтов — сильно-известковистого титан-авгита или нефелина. Различия в химизме сводятся в основном к относительному содержанию щелочей (Na2O + К2O) и кремнезема. Лабораторные исследования, а также изучение природных продуктов фракционной кристаллизации показали, что при низких давлениях эти магмы разделены «термальным барьером» и что процессы дифференциации при низких давлениях в общем не могут дать породы одной магматической серии из исходной магмы другой серии [9].
В связи с этим была предложена концепция существования по крайней мере двух исходных типов базальтовых магм (табл. 1): оба типа образуются из вещества мантии, но отличаются по химизму и при дифференциации дают расходящиеся и отличные по составу серии.
В последнее время выделен широко распространенный тип высокоглиноземистых базальтов. По мнению ряда исследователей, магма этих базальтов «равноправна» со щелочной оливин-базальтовой и оливин-толеитовой магмами. Некоторые авторы даже считают, что высокоглиноземистая оливин-базальтовая магма представляет собой единственную первичную магму, образующуюся непосредственно из материала мантии; остальные магмы формируются в результате ее дифференциации или в ходе каких-то других процессов на малых глубинах и в коре [1]. Другие полагают, что высоко-глиноземистые базальты являются разновидностями и дериватами оливи-нового толеита и щелочного оливинового базальта. Доказано ГЗ, 2], что деление базальтовых магм на три группы — это результат воздействия давления нагрузки на характер магматических жидкостей, возникающих в мантии, и направления дифференциации этих жидкостей по мере их подъема из глубин к поверхности.
Частичное плавление верхней мантии
Состав верхней мантии, который принят нами в дальнейших рассуждениях, соответствует «пиролитовой модели» [8, 21, т. е. такому составу, который при фракционном плавлении может дать 20—40% типичных базальтовых магм и остаток в виде перидотита или дунита. Из-за определенных соотношений между скоростью кристаллической отсадки и возможной скоростью поступления энергии в очаги плавления базальта образование магм из такой исходной породы всегда является процессом частичного плавления, сопровождающегося удалением жидкой фракции и отделением остаточных тугоплавких минералов (оливин, пироксен, хромит). Относительные количества жидкости и кристаллов изменяются в зависимости от энергии, идущей на плавление, и эффективности механизма отделения жидкой фракции от превышающих ее по объему остаточных кристаллов. Хотя в качестве главной причины плавления верхней мантии привлекались многие процессы (изменение давления, энергия землетрясений, накопление радиоактивного тепла и т. д.), авторы отдают предпочтение ыеханизму «конвективных» или «адвективных» движений в гравитационно неустойчивой зоне верхней мантии (т. е. на глубинах менее 200—300 км). При благоприятных реологических условиях магма исходного пиролита начинает подниматься в виде диапира (подобно соляному куполу) внутри верхней мантии. Этот подъем, по-видимому, начинается в слое пониженных скоростей. Поднимающийся диапир достаточно велик (по сравнению со скоростью подъема), чтобы охлаждаться адиабатически и не отдавать в сколько-нибудь заметном количестве тепло окружающей мантии. Адиабатический градиент (приблизительно 0,3° С/км) значительно ниже градиента солидуса пиролита (примерно 3° С/км). Поэтому частичное плавление диапира может произойти, когда кривая его температуры и давления пересечет линию солидуса пиролита. Степень частичного плавления пиролита увеличивается по мере дальнейшего подъема кристаллов и жидкости диапира, хотя PT-кривая отклоняется от адиабатического градиента из-за затраты тепла на плавление. Вплоть до этой стадии химическое равновесие между жидкостью и остаточными кристаллами исходного пиролита должно сохраняться, несмотря на то что с изменением давления количества и составы жидкой фазы и кристаллов меняются. Это означает, что состав базальтовой жидкости всегда определяется остаточными оливином и пироксеном. На некоторой глубине, названной глубиной магмоотделения, степень частичного плавления оказывается достаточно высокой (?20—40%), а тектоническая обстановка такова, что происходит отделение жидкости от остаточных кристаллов. Начиная с этой стадии, магма больше не находится в равновесии с остаточными кристаллами, которыми она была первоначально насыщена. Она может фракционировать самостоятельно в результате остывания и кристаллизационной отсадки, по мере ее подъема к поверхности Было показано [2], что двумя основными факторами, определяющими состав и тип базальтовой магмы, образующейся в верхней мантии в результате частичного плавления пиролита, являются степень частичного плавления и глубина магмоотделения.
Отделение магмы на глубинах 0—15 км. При небольшом давлении магнезиальный ромбический пироксен плавится инконгруентно с образованием форстерита и пересыщенной обогащенной кварцем жидкости. Вблизи солидуса (начальное плавление), на глубинах 0—15 км, пиролит представлен оливином, ромбическим пироксеном, моноклинным пироксеном, плагиоклазом и хромитом. Отделение магмы на такой глубине при достаточно малой степени частичного плавления может привести к образованию пересыщенной кремнеземом кварц-толеитовой магмы и остатка в виде дуиита или верлита. Маловероятно, чтобы широко распространенные кварцевые толеиты образовывались таким путем, т. е. путем прямого плавления и отделения магмы от исходного пиролита на малых глубинах. С другой стороны, некоторые смешанные габбро-перидотитовые комплексы альпийских орогенных зон, возможно, возникают в результате деформаций и частичного отделения магмы от пиролита на небольших глубинах. На глубинах, несколько превышающих 15 км, реакция ромбический пироксен оливин + жидкость не осуществляется, а жидкие фракции, находящиеся в равновесии с остаточным оливином, будут всегда содержать нормативный оливин.
Отделение магмы на глубинах 15—35 км. На глубинах 15—35 км, вблизи температур солидуса, пиролит представлен оливином, умеренно глиноземистыми пироксенами и небольшим количеством плагиоклаза. При частичном плавлении, ведущем к образованию 20—25% базальта, в остатке окажутся оливин, слабоглиноземистый энстатит и, вероятно, некоторое количество слабоизвестковистого авгита. Состав образующейся жидкости соответствует высокоглиноземистому оливиновому толеиту с 10% нормативного оливина. Можно полагать, что широкое развитие высокоглиноземистых оливиновых толеитов на срединноокеанических хребтах является результатом отделения магмы на относительно небольших глубинах — от 15 до 35 км. Срединно-океанические хребты характеризуются высокими значениями теплового потока и представляют собой, по-видимому, области чрезвычайно активных конвективных или адвективных движений в верхней мантии.
Отделение магмы на глубинах 35—70 км. На этих глубинах около солидуса в составе пиролита отсутствуют гранат и плагиоклаз. Частичное плавление различных степеней приводит к равновесию между жидкостью, с одной стороны, и оливином, глиноземистым энстатитом и глиноземистым слабоизвестковым авгитом — с другой. При низкой степени частичного плавления ( < 20°) образующаяся жидкость соответствует по составу щелочной оливин-базальтовой магме, которая может отделять в остаток оливин, глиноземистый энстатит и небольшое количество глиноземистого слабоизве-стковистого авгита. При более интенсивном плавлении в жидкую фазу переходят глиноземистый слабоизвестковистый авгит и особенно глиноземистый энстатит, поэтому состав постепенно изменяется от щелочного оливипового-базальта через оливиновый базальт до обогащенного оливином толеита.
Таким образом, на глубинах 35—70 км при частичном плавлении 25—35%. пиролита отделяющаяся жидкость соответствует оливиновому толеиту (с содержанием около 12% Al2O3); остаток состоит из оливина и энстатита (слабоглиноземистого). Жидкости, образующиеся из пиролита на глубинах 35—70 км при различных степенях частичного плавления, содержат меньше SiO2 и Al2O3 по сравнению с жидкостями, возникающими на глубинах 15—35 км при таких же степенях плавления исходных пород. Соответственно отношение пироксена к оливину, и особенно ромбического пироксена к оливину, в кристаллическом остатке всегда выше для глубин 35—70 км, чем для глубин 15—35 км при одинаковой степени частичного плавления. Следует добавить, что остаточный пироксен на глубинах 35—70 км содержит больше А1203 в твердом растворе, в результате чего в жидких фракциях содержание глинозема понижается.
Отделение магмы на глубинах 100 км и больше. На глубинах около 100 км и более вблизи солидуса в ниролите появляется гранат, а в пироксенах уменьшается содержание Al2O3; с увеличением давления уменьшается и количество пироксепов. На глубинах около 100 км относительно малая степень частичного плавления ведет к исчезновению граната: жидкость здесь находится в равновесии с оливином и глиноземистым пироксеном. Жидкости, образовавшиеся таким путем, т. е. с оливином и глиноземистым пироксеном у ликвидуса, приближаются по своему химическому составу к пикриту, содержащему более 30% нормативного оливина. Очень недосыщенные кремнеземом и обогащенные магнием магмы, такие, как оливиновые и оливин-мелилитовые нефелиниты, вероятно, образуются при отделении магмы на глубинах 100 км и более при низких степенях частичного плавления. Однако эта гипотеза пока что экспериментально не подтверждена [7, 4].
Фракционирование базальтовых магм при различных давлениях
О’Хара [7] показал, что для большинства известных на поверхности земли базальтов химический состав и порядок кристаллизации определяются процессами кристаллизационной дифференциации при малом давлении. Прекрасным подтверждением могут служить данные, полученные при изучении современных и исторических извержений гавайских вулканов Килауэа и Мауна-Лоа [6]. О’Хара считает, что эти магмы, вероятно, испытали зачетную дифференциацию на других глубинах во время подъема к поверхности. Характер минералов ликвидуса (начальная кристаллизация) в базальтовых магмах, а следовательно, и направление дифференциации в очень большой степени зависят от давления нагрузки. Таким образом, хотя печальный состав магмы и определяется степенью частичного плавления и глубиной отделения магмы, в дальнейшем ее состав может меняться в результате отсадки кристаллов в условиях изменяющихся давлений нагрузки.
Отделившаяся от пиролита на глубинах 35—70 км богатая оливином толеитовая магма при дальнейшей дифференциации на других глубинах может дать три отличные друг от друга магмы. Процессы, происходящие при такой дифференциации, и продукты, возникающие в ходе ее, показаны на фиг. 1 и 2. Таким образом, из единой «первичной» обогащенной оливином магмы с нормативным гиперстеном можно получить следующие серии:
- 1) при дифференциации на глубинах 35—70 км непрерывную магматическую серию от обогащенного оливином толеита через щелочной оливиновый базальт до оливинового базанита;
- 2) при дифференциации на глубинах 15—35 км непрерывную магматическую серию от богатого оливином толеита до высокоглиноземистого оливинового толеита;
- 3) при дифференциации на глубинах мепее 15 км непрерывную магматическую серию от богатого оливином толеита до кварцевого толеита.
Магмы, соответствующие дифференциации при более высоких давлениях, могут быть перемещены и в дальнейшем могут испытать дифференциацию при более низких давлениях (фиг. 1, 2). Следует подчеркнуть, что резкое разделение между магматическими сериями отсутствует; между ними наблюдаются непрерывные переходы, поскольку все они произошли из одной исходной жидкости и смена одного режима дифференциации другим осуществлялась постепенно. Однако влияние дифференциации при низких давлениях на щелочные оливин-базальтовые и оливин-толеитовые магмы приводит к заметному расхождению составов производных жидкостей, что обусловлено наличием «термального барьера» между щелочными оливиновыми и толеитовыми базальтами при низких давлениях [9].
Взаимодействие базальтовых магм с вмещающими породами
Колебания в химизме элементов базальтов определяются непосредственно тремя факторами, которые были рассмотрены выше:
- 1) степенью частичного плавления пиролита верхней мантии;
- 2) глубиной отделения магмы от остаточных кристаллов;
- 3) условиями и степенью дифференциации магмы после отделения ее от остаточных кристаллов.
Однако существует группа второстепенных и малых элементов (К, Ti, Р, U, Th, Ва, Rb, Sr, Cs, Zr, Hf, редкие земли), относительные количества которых (в первую очередь в щелочном оливиновом базальте и оливиновом толеите) не соответствуют тем количествам, которые может дать кристаллизационная дифференциация, как она в общих чертах описана выше. Эти элементы названы «несовместимыми» элементами [2] из-за их неспособности замещать в значительных количествах другие элементы в главных минералах верхней мантии (оливине, глиноземистых пироксенах). При незначительном различии в температурах магмы и пород стенок (например, вблизи источника магмы в мантии) остывание магматического расплава с дальнейшей дифференциацией предопределяет также дополнительные процессы взаимодействия магмы с вмещающими породами, в том числе селективное плавление и удаление наиболее легкоплавкой фракции. Можно полагать, что «несовместимые» элементы интенсивно концентрируются в самой легкоплавкой фракции пиролита. Избирательное взаимодействие с большими объемами вмещающих пород во время медленного подъема магмы к поверхности вблизи уровней, где происходит ее отделение (реакция с вмещающими породами), надо считать обычным процессом, дополняющим кристаллизационную дифференциацию в мантии. Содержание «несовместимых» элементов указывает. что образование магмы в мантии редко представляет собой простой процесс частичного плавления в закрытой системе. Вследствие взаимодействия магмы с вмещающими породами большие объемы пиролита верхней мантии подвергаются значительному избирательному выщелачиванию отдельных элементов без плавления, которое могло бы привести к выделению возможных 20—40% базальтовой выплавки.
Базальты как представители верхней мантии
Вышеизложенные соображения свидетельствуют о том, что образование базальтовых магм — сложный и чрезвычайно изменчивый процесс. Базальты в какой-то мере являются представителями верхней мантии, однако имеется мало оснований принимать простейшую схему возникновения магмы, по которой состав жидкости определяется при ее образовании, а затем жидкость остается, по существу, закрытой системой, если не считать удаления вещества в результате кристаллизационной отсадки. Поэтому использование содержания элементов и изотопов в базальтах для суждения о составе и геохимической предыстории области магмообразованпя в мантии ведет к большой неопределенности.
Авторы полагают, что логически выдержанную схему образования магм и их взаимоотношений можно построить на основе модели пиролитового состава верхней мантии. Экспериментальные исследования происхождения магмы и состава пиролита [2] убедительно подтверждают такую схему. Необходимо подчеркнуть, что процессы магмообразовапия, протекающие при различных степенях частичного плавления, локальные скопления кристаллов, образующихся при дифференциации магмы, и высокоизбирательное взаимодействие магмы с вмещающими породами — все это свидетельствует о том, что верхняя мантия Земли независимо от того, была ли она источником магмы или взаимодействовала с нею, являясь породой стенок канала, неоднородна как по химическому, так и минеральному составам. Эта неоднородность наиболее ярко проявляется в содержании «несовместимых» элементов, что в свою очередь в течение геологического времени должно приводить к локальным и региональным колебаниям в содержаниях радиоактивных изотопов, например изотопов Sr и Pb.