Магма и магмоообразование - Геология, гидрология и геодезия учебное пособие

Главная

Геология, гидрология и геодезия
Магма и магмоообразование

Общие понятия о магме. Температура магмы, процесс охлаждения. Природа и происхождение ультраосновной, базальтовой, гранитной магм. Химические и минералогические различия, наблюдающиеся в магматических горных породах. Закономерности кристаллизации магмы.


посмотреть текст работы


скачать работу можно здесь


полная информация о работе


весь список подобных работ


Нужна помощь с учёбой? Наши эксперты готовы помочь!
Нажимая на кнопку, вы соглашаетесь с
политикой обработки персональных данных

Студенты, аспиранты, молодые ученые, использующие базу знаний в своей учебе и работе, будут вам очень благодарны.
1. Магма и кристаллизация магматических ра с плавов
Существующие представления о строении и составе внутренних частей Земли базируются на данных сейсмологических измерений. Выделяется три основных оболочки Земли: земная кора, мантия и ядро. Граница между земной корой и мантией располагается на глубине от 6 до 40-60 км и называется поверхностью Мохоровичича (граница М) в честь югославского ученого, открывшего ее в 1909 г. Граница между мантией и ядром Земли открыта в 1914 г. Гуттенбергом (граница Г) и располагается на глубине 2900 км. Существуют также граница в мантии на глубине около 900 км, разделяющая вещество верхней и нижней мантии, и в ядре на глубине около 5100 км, отделяющая наружное и внутреннее ядро.
По современным представлениям мантия Земли соответствует составу каменных метеоритов, которые сложены оливином, никелистым железом, пироксенами, плагиоклазами и др. В пределах мантии существует слой пониженной вязкости (астеносфера), для которого характерно частично жидкое состояние. Мощность этого слоя под океанами составляет около 300 км, под складчатыми поясами - около 150 км, под платформами - около 70 км и под древними щитами он отсутствует. В пределах астеносферы температура превышает температуру плавления базальтов (1000-1500єС), а давление достигает 1-20 тыс. МПа. Раздел между мантией и земной корой (граница М) фиксируется переходом от существенно оливиновых пород к породам, в которых главную роль играют полевые шпаты.
В нижней части земной коры выделяется слой непостоянной мощности с плотностью около 2800-2900 кг/м 3 , соответствующий смеси пироксенов и основных плагиоклазов («базальтовый слой»). Название «базальтовый» условно, поскольку он сложен различными породами, в частности под континентами - метаморфическими породами. Мощность базальтового слоя под океанами составляет 2-3 км, а под континентами - 6-20 км. Выше его на континентах располагаются менее плотные породы (2600-2700 кг/м 3 ), соответствующие кварцево-полевошпатовым породам (гранитам). Этот слой назван «гранитным», хотя значительная его часть сложена гнейсами и кристаллическими сланцами. Мощность гранитного слоя составляет 10-50 км. Верхнюю часть земной коры составляет слой осадочных пород (средняя плотность 2100 кг/м 3 ). 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 на базальтовом слое. Таким образом, в пределах континентов земная кора имеет трехчленное строение, а в зоне океанов - двухчленное. В областях переходных от континентов к океанам (островные дуги, окраинные и внутренние моря) земная кора характеризуется малой и невыдержанной мощностью гранитного слоя (кора переходного типа). Наибольшая мощность коры континентального типа (50-75 км) характерна для альпийских складчатых областей, а под древними платформами и докембрийскими щитами она минимальна (25-35 км).
В областях, переходных от материков к океанам, располагаются современные геосинклинальные системы. Они состоят из глубоководных желобов, островных дуг и геосинклинальных котловин, непосредственно прилегающих к континентальному шельфу. Островные дуги обращены выпуклостью в сторону океана. На их выпуклой стороне расположены глубоководные желоба, а на внутренней - зоны вулканизма. С островными дугами связана повышенная сейсмичность. При этом, чем дальше от островов вглубь континентов, тем глубже становятся очаги землетрясений, фиксирующие зоны активного глубинного разлома, падающего под континент (поверхность Беньофа).
Внешняя оболочка Земли, где зарождаются магмы и развиваются глубинные тектонические процессы, располагаются очаги землетрясений, осуществляются перемещения вещества, генерируются потоки флюидов, инициирующие процессы магматизма и метаморфизма называется тектоносферой. Наиболее жесткий слой верхней мантии до глубины около 70 км совместно с земной корой объединяется под названием «литосфера», которая расчленена на 10 литосферных плит, к границам которых прпурочены глобальные подвижные зоны с очагами землетрясений, положительными термическими аномалиями и вулканизмом (срединноокеанические хребты, тектонически активные островные дуги, континентальные рифтовые зоны и др.).
Изверженные горные породы образуются в результате застывания горячего подвижного силикатного расплава, называемого магмой. Магма обычно считается расплавленным веществом горной породы. Для магм, изливающихся из вулканических жерл и называемых лавами, всегда характерно резкое преобладание сложной жидкой силикатной фазы. Тем не менее текущая магма обычно содержит взвешенные кристаллы и пузырьки газа. Это позволяет говорить о том, что лава - это физически 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 горные породы, затвердевшие раньше, чем они достигли земной поверхности, образовались из подвижного интрузивного материала, который был только частично жидким во время его внедрения. Сомнительно, например, чтобы некоторые гранитные интрузии были когда-нибудь совершенно, или в большей своей части жидкими. Однако такие породы условно классифицируются как изверженные на основании их интрузивных соотношений с окружающими породами. К тому же, как известно, не существует признаков, по которым можно было бы вполне уверенно доказать, был или не был родоначальный интрузивный материал хотя бы частично кристаллическим. Таким образом, мы вынуждены или сильно ограничить категорию несомненно изверженных пород, или расширить представление о магме. Последний путь более правильный. Поэтому термин «магма» мы будем использовать для обозначения всех встречающихся в природе подвижных изверженных материалов, которые в значительной части состоят из жидкой фазы, имеющей состав силикатного расплава. При этом исключаются такие материалы, как чистые сульфидные, фосфатные или карбонатные расплавы, для которых можно использовать специальный термин «Сульфидная магма» и т.д.
С физико-химической точки зрения магму следует рассматривать как многокомпонентную систему, состоящую из жидкой фазы или расплава и некоторого количества твердых фаз в виде взвешенных кристаллов оливина, пироксена, плагиоклаза и т.д. Иногда в ней может присутствовать также газовая фаза. Жидкая фаза представляет собой взаимный раствор всех компонентов. Этот раствор, вероятно, сильно отличается от обычных водных растворов ионизированных солей, в которых преобладают катионы Na + , Ca 2+ , и анионы (SO 4 ) 2- и Cl - Силикаты являются наиболее важными компонентами изверженных пород. И химически эквивалентное им вещество составляет большую часть жидкой фазы в магме. Физическое состояние этих силикатов в расплаве достоверно не известно. Прочно связанные анионные группы [SiO 4 ], подобные структурным элементам силикатных минералов, вероятно, встречаются и в расплавленной магме совместно со свободными катионами Fe 2+ , Mg 2+ , Ca 2+ и Na + . Эти структурные группы (кластеры) в жидкой фазе можно рассматривать как группы кремнекислородных и алюмокремнекислородных тетраэдров, связанных в сложные группы. Состав их приближается к составу анионных радикалов различных подклассов силикатов ([SiO 4 ], [Si 2 O 6 ], [AlSi 3 O 8 ]). Степень комплексности этих групп зависит от температуры и от состава магмы, так как добавка небольшого количества (ОН) или F вызывает распад крупных ионных групп, уменьшая тем самым вязкость расплава.
Судя по составу газов, извергаемых вулканами, газовая фаза магмы состоит в основном из воды и небольшого количества CO 2 , HCl, HF, SO 2 , H 2 BO 3 и др. На глубинах, превышающих несколько сот метров, вода находится выше ее критического давления (табл. 1.1).
Вследствие этого вещество может быть непрерывно переведено либо повышением давления, либо повышением температуры, либо и тем и другим одновременно из состояния разреженного пара в состояние флюида с плотностью того же порядка, что и жидкость в обычных условиях.
Измеренные температуры лавовых потоков, в большинстве случаев, составляют от 900 до 1100єС. Это, в основном, относится к лавам с базальтовым и андезитовым составом. Наиболее высокие значения получены для базальтовых лав. Температура сильно закристаллизованной «роговообманковоандезитовой» лавы, изверженной из вулкана Сантиагуита в Гватемале, равна 725єС. Наиболее высокие температуры (1150 и 1350єС) были определены для насыщенных газом лав из газирующих куполов Гавайских островов. Внутри Земли магма, несомненно, сохраняется, по крайней мере, частично, в жидком состоянии при температурах гораздо более низких, чем температуры лав, текущих на поверхности. Зеленая роговая обманка и биотит - обычные минералы в богатых кремнеземом изверженных породах. Их структурные отношения с ассоциирующими минералами и стеклом показывают, что они кристаллизовались тогда, когда магма была еще жидкой. На воздухе зеленые роговые обманки при 750єС превращаются в бурые окисленные роговые обманки; кроме того, некоторые магматические биотиты разлагаются при 850єС. Мусковит, как минерал, присущий многим гранитам, не может кристаллизоваться при температурах, намного превышающих 700єС, даже при давлении воды в несколько тысяч бар. Экспериментальные исследования кристаллизации водосодержащих полевошпатовых расплавов показали, что расплавы, приближающиеся по составу к граниту, могут существовать при давлениях воды, сравнимых с глубинными, и при температурах ниже 700єС.
На основании экспериментальных данных и учитывая законы термодинамики, можно сделать вывод, что внутри земной коры температура базальтовой магмы обычно ниже 1000єС (вероятно, 800-900єС), а температура наиболее богатых кремнекислотой магм - 600-700єС. Наиболее вероятный интервал внутрикоровых магматических температур лежит в интервале 700-1100єС. Низкие температуры в этой области относятся к насыщенным водой гранитным магмам, более высокие - к пироксенандезитовым и базальтовым магмам.
Магма, охлаждаясь в определенном интервале температур, подвергается действию физических и химических реакций, которые согласно принципу Лешателье должны быть экзотермическими (например, конденсация газа, кристаллизация из жидкости, химические реакции с выделением тепла).
Если магму рассматривать как закрытую систему, то есть если обмен материей между магмой и ее окружением отсутствует, то можно ожидать, что магмы различного состава могут несколько отличаться последовательностью кристаллизации, даже если физические условия тождественны. Одна и та же магма в различных физических условиях должна вести себя по-разному. Последовательность явлений, происходящих в магме, охлаждающейся под постоянным внешним давлением, иная, чем в магме, охлаждающейся при постоянном объеме.
Совершенно очевидно, что в большинстве случаев магма является открытой системой со многими переменными. Поэтому, не зная достаточно хорошо физических условий, господствующих в магме, нельзя предсказать ее поведение. Единственными достоверными данными о свойствах и поведении магмы являются сведения, которые дают химические, минералогические и структурные исследования пород при условии, что они будут точно интерпретированы.
Как бы ни было трудно судить о поведении магмы, все же можно установить различие между магмой, охлаждающейся на больших глубинах и магмой лавовых потоков, охлаждающейся на дневной поверхности. Эта разница обусловлена изменениями в равновесии, зависящими от разницы давлений в этих условиях и различиями в механизме охлаждения. На поверхности охлаждение идет сравнительно быстро, в результате чего кристаллизация может и не осуществиться, так как магма, затвердевая, перейдет в стеклообразное метастабильное состояние. Там же, где произойдет кристаллизация, некоторые реакции могут протекать не полностью. Оливин, например, только частично может превратиться в пироксен - минеральную фазу, устойчивую при более низкой температуре в присутствии избытка кремнезема.
Скорость охлаждения зависит не только от глубины, но также от размера и формы интрузивного тела. Малые тела со сравнительно большой поверхностью при данном объеме охлаждаются гораздо быстрее, чем крупные тела почти сферической формы. Фактически скорость охлаждения, по-видимому, почти всегда одна и та же независимо от того, охлаждается тело на глубине 100 или 1000 м. Типичные признаки быстро охлажденных масс можно найти в тонких пластинчатых телах, внедренных на значительной глубине, но они могут отсутствовать в мощных телах, внедрившихся в поверхностные толщи.
Большая разница между магмой, охлаждающейся на больших глубинах, находится в соответствии со свойствами летучих компонентов, главным образом воды. Растворимость воды в силикатных расплавах, по-видимому, в некоторых пределах возрастает с повышением давления, так как молекулярный объем водяного пара значительно больше при низком давлении, чем парциальный молекулярный объем воды в расплаве. Магмы, достигающие поверхности, могут вследствие этого потерять большую часть своих летучих компонентов.
Летучие компоненты играют весьма важную роль в двух смыслах. Во-первых, они имеют сравнительно низкие молекулярные веса, а их молекулярные доли в расплаве велики по сравнению с их концентрацией в весовых процентах. Например, молярная доля воды в шести процентном растворе воды в альбите составляет почти половину. Вследствие этого малые количества воды заметно изменяют химические потенциалы других компонентов в расплаве, вызывая значительное понижение точек плавления разных составляющих магму силикатов. Во-вторых, такие компоненты, как H 2 O, F, Cl значительно понижают вязкость силикатных расплавов. Этот факт объясняется разрывом кислородных мостиков Si-O-Si, когда O замещается (OH) или F.
Быстрое снятие давления эквивалентно в отношении кристаллизации быстрому охлаждению.
Вязкость расплава хорошо иллюстрирует зависимость физических свойств магмы от состава и параметров окружающей среды. Вязкость силикатных расплавов очень быстро уменьшается с повышением температуры. Она, вероятно, возрастает с понижением давления при постоянной температуре. Вязкость также сильно зависит от содержания кремнезема в расплаве. Она значительно выше для богатых, чем для бедных кремнеземом магм. Кроме того, на вязкость, как уже отмечалось, влияет присутствие летучих компонентов, хотя экспериментально эта величина не определена. Следовательно, предсказать вязкость природной магмы невозможно. Резкие местные изменения вязкости иногда наблюдаются в кажущихся однородными лавах, излившихся одновременно из одних и тех же вулканов.
Природные ассоциации магматических пород, закономерно возникающие в подобных геологических условиях, указывают на то, что разные породы, входящие в состав одной ассоциации, имеют общее происхождение, образуются из одной родоначальной магмы. Представление о том, что каждая порода образовалась из особой первичной магмы, устарело. Установлено, что многие магмы являются производными от весьма незначительного количества родоначальных магм. Главный признак родоначальной магмы - многократное появление ее на протяжении геологической истории в больших объемах на больших участках земной коры. Кроме того, очевидно, что породы, соответствующие по составу родоначальной магме должны преобладать. Так и есть в действительности. Базальты и граниты - самые распространенные магматические породы Земли.
Существует несколько представлений о числе родоначальных магм. По мнению Н. Боуэна существует одна родоначальная магма базальтового состава, что, по его мнению, подтверждается следующим.
1. Излияние базальтовой магмы, мало изменяющейся по составу, повторялось во все геологические периоды в геосинклинальных и платформенных обстановках, а также на океаническом блоке. Следовательно, базальтовая магма имеет всеобщее развитие.
2. Базальты и пироксеновые андезиты - самые распространенные эффузивные породы, среди интрузивных пород преобладают граниты. Можно предположить, что базальты, как быстро затвердевшие эффузивные породы являются продуктом первичной недифференцированной магмы, а интрузивные граниты, кристаллизовавшиеся медленно, могли получиться в результате дифференциации базальтовой магмы.
3. Некоторые долериты и диабазы содержат кварц и калиевый полевой шпат, как последний продукт кристаллизации базальтовой магмы. А значит процесс дифференциации базальтовой магмы может привести к образованию кислого расплава, который после отделения может раскристаллизоваться в виде гранитоидов.
Ф.Ю. Левинсон-Лессинг считал, что существует базальтовая и гранитная родоначальные магмы и приводил следующие аргументы.
1. Граниты и базальты по своей распространенности на Земле намного превосходят все остальные магматические породы.
2. Наличие двух магм соответствует представлению о разделении земной коры на более легкую верхнюю оболочку, богатую кремнием, алюминием и щелочными металлами и тяжелую нижнюю оболочку, богатую магнием и железом.
3. Невозможность образования громадных масс гранитов за счет дифференциации базальтовой магмы. По мнению Ф.Ю. Левинсона-Лессинга, конечным продуктом кристаллизационной дифференциации базальтовой магмы должен быть не гранит, а сиенит, 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 ходе дифференциации базальтовой магмы вместе с гранитами должны были бы образовываться ультраосновные породы, которых, как известно, значительно меньше, чем гранитоидов.
По мнению А. Холмса, существует три родоначальных магмы: базальтовая, гранитная и перидотитовая. Это представление основано на следующем.
1. В геосинклинальных зонах присутствуют протяженные пояса ультраосновных пород, развивающихся независимо от распространения интрузиивных пород основного состава.
2. В химическом составе ультраосновных пород различного происхождения имеются характерные особенности. В перидотитах, возникших из родоначальной ультраосновной магмы, отношение количества магния к железу всегда больше 6, а в перидотитах, которые являются производными базальтовой магмы это отношение составляет 3,5-7,5. Кроме того, перидотиты первого типа содержат примесь меди, не содержат титан, имеют незначительную примесь алюминия и очень малое количество щелочных металлов, особенно калия.
3. Существование таких эффузивных ультраосновных пород как коматиты, меймечиты и кимберлиты подтверждает наличие застывшей магмы ультраосновного состава.
Кроме того, существует тенденция приписывать первичное происхождение некоторым другим магмам (например, анортозитовой). Это связано с тем, что трудно объяснить происхождение соответствующих пород в результате эволюции базальтовой, гранитной и перидотитовой магм.
2.1 Природа и происхождение ультраосновной магмы
При анализе минерального состава и выше описанных полевых данных могут возникнуть некоторые сомнения по следующим вопросам, связанным с генезисом перидотитов и серпентинитов альпийского типа.
1. За исключением «холодных интрузий» серпентинитов, формирование ультрамафических тел сопровождалось внедрением высокомагнезиальной ультраосновной магмы вдоль стратиграфически или структурно ослабленных поверхностей во вмещающих породах.
2. Конечным продуктом отвердевания внедрившейся магмы в ряде случаев (в том числе и в случае некоторых наиболее крупных из известных ультрамафических тел) являлись дуниты или дунит-гарцбкргиты. Весьма вероятно, что все серпентинитовые тела альпийской ассоциации на соответствующей стадии своего развития состояли главным образом из кристаллического оливина и пироксена (особенно энстатита) в качестве второй, но нередко подчиненной по количеству составной части.
3. Температура на контакте даже для крупных тел, слабо затронутых серпентинизацией, соответствуют нижним ступеням метаморфизма и были, видимо, не выше, а ниже 500єС.
Этот вывод, основанный на данных, полученных при изучении метаморфизма вмещающих пород, вероятно, противоречит любой гипотезе, предполагающей внедрение нацело или частично жидкой магмы. В лабораторных условиях магнезиальный оливин такого типа, который встречается в дунитах, начинает плавиться при температуре около 1600єС и полностью расплавляется только при 1800єС. Даже допуская возможное понижение температуры на несколько сотен градусов в присутствии воды и избыточной кремнекислоты. Мы вынуждены прийти к заключению, что перидотитовый расплав может существовать только при очень высоких температурах. Однако породы, вмещающие альпийские перидотитовые интрузии, даже при тщательном их изучении не обнаруживают каких-либо признаков, указывающих на существование хотя бы близких температур. На этом основании классическая гипотеза Фогта, согласно которой перидотитовые расплавы развиваются в результате переплавления оливиновых кристаллов, накапливающихся под воздействием силы тяжести на ранних стадиях кристаллизации базальтовой магмы, отбрасывается. Дополнительным фактом, подтверждающим предположение, согласно которому перидотитовый расплав никогда не возникает во внешней (наружной) оболочке земной коры, является почти полное отсутствие лав соответствующего состава.
Несмотря на веские доказательства, указывающие на невозможность существования перидотитового расплава, некоторые соотношения, наблюдаемые в поле, на первый взгляд трудно совместить с этой гипотезой. В частности, Хесс указывал, что иногда встречаются породы, которые могут быть интерпретированы как тонкозернистые закаленные краевые фации дунитовых интрузий. Кроме того, он отмечал существование узких разветвляющихся даек перидотитов, сложенных свежими недеформированными сросшимися кристаллами оливина.
Другие авторы упоминают об узких трубках дунитов, пересекающих, и, по-видимому, внедренных в пироксениты, тогда как многочисленные отмеченные примеры энстатитовых пироксенитов, секущих перидотиты, наводят на мысль о возможности существования чистых энстатитовых магм в виде подвижных расплавов. Хесс для объяснения возникающих затруднений высказал предположение, что первичная магма перидотитов и серпентинитов представляла собой насыщенный водой ультрамафический расплав, приближающийся по составу к серпентинитам. Он предположил также, что эта магма образуется при дифференциальном плавлении перидотитового субстрата под действием локального давления очень большого утолщающегося участка перекрывающей гранитной коры в тех местах, где она была смята в складки под действием орогенических сил. Эта гипотеза должна объяснить многочисленные наблюдающиеся факты, а именно: а) отсутствие высокотемпературного метаморфизма в контактах перидотитовых; б) отсутствие перидотитовых лав (объясняется предположением, что перидотитовые магмы сохраняют высокое содержание воды только при высоких давлениях); в) связь перидотитовых поясов с зонами отрицательных аномалий силы тяжести (гранитная оболочка увеличена) в активных орогенических зонах, таких как островные дуги Индонезии и Карибского моря. Однако гипотеза основывается на предположении, что водные ультрамафические расплавы могут быть образованы и способны существовать в пределах значительного отрезка температур, слишком низких, чтобы могло произойти значительное плавление прогнувшейся книзу гранитной массы.
Под влиянием гипотезы Хесса Боуэн и Таттл провели в лабораторных условиях изучение системы MgO-SiO 2 -H 2 O при температурах 900єС и давлениях, соответствующих глубине 7 км. В этих условиях и даже при 1000єС и давлении в два раза меньшем жидкой фазы не наблюдалось. По словам Боуэна ти Таттла: «Нет никаких данных, что вообще может существовать какая-либо магма, которую можно было бы назвать серпентиновой и, конечно, ее существование невозможно ниже 1000єС. Серпентиновая магма гипотезы Хесса должна быть отвергнута как не соответствующая экспериментальным данным».
Боуэн предложил следующий механизм образования перидотитовых интрузий, который в настоящее время считается одним из наиболее вероятных. Согласно Боуэну, перидотитовые «магмы» ко времени внедрения состояли в основном из кристаллов оливина. Гравитационное оседание оливина, отделяющегося от базальтовой магмы, - хорошо установленный механизм, посредством которого могут образовываться «магмы» подобного типа. Был ли оливин настолько подвижным, чтобы внедриться в глубинных условиях? По мнению Боуэна, необходимая степень мобильности была обусловлена эффектом смазки, вызванным небольшим количеством межгранулярного магматического расплава или даже водяного пара. Для дунитов и перидотитов, как правило, характерна структура, которая могла возникнуть в результате деформаций и течения по существу кристаллической массы: волнистое погасание оливина, а для многих пород полосчатая или даже типично милонитовая текстура. Эти особенности говорят о том, что оливин представляет собой минерал, чувствительный к пластическим деформациям под воздействием глубинных условий, и что перидотиты альпийского типа обычно подвергались пластическим деформациям после отвердевания. Лабораторные исследования в условиях температуры и давления, соответствующих глубине около 18 км, подтверждают это предположение. Если, кроме того, предположить, что медленно двигающаяся кристаллическая перидотитовая масса поглощает воду, особенно на периферии, из окружающих насыщенных водой осадочных пород и вследствие этого претерпевает частичную серпентинизацию, то, вероятно, можно говорить о том, что в результате этого процесса возрастает подвижность интрузивного тела.
Против гипотезы Боуэна может быть выдвинут следующий аргумент: если альпийские перидотиты представляют собой кристаллическую фракцию, образовавшуюся в результате дифференциации базальтовой магмы, они должны сопровождаться другими, более богатыми кремнеземом породами. Представляющими собой дополнительный жидкий дифференциат. В действительности такие сопутствующие породы, как правило, или отсутствуют, или их очень мало. Но в большинстве магматических провинций мира внедрению ультрамафических тел предшествовало излияние больших объемов основных магм (спилиты и другие основные породы). Можно предположить, что спилиты, обычно бедные оливином, представляют собой тот самый дифференциат.
Боуэн и Таттл объясняют также и происхождение энстатит-пироксенитовых жил, секущих дуниты и тонких жил в пироксенитах. Водяной пар, насыщенный SiO 2 и проникающий по трещинам в дуните при температуре выше 650єС, может превратить породу стенок трещины в энстатитовый пироксенит. Ветвящаяся форма и небольшая мощность таких жил, а также значительные размеры энстатитовых кристаллов подтверждают подобный способ происхождения. Возможна и обратная картина, когда пироксениты под влиянием водяного пара, недосыщенного SiO 2 , при таких же температурах могут быть местами превращены в дуниты.
Многие ультрамафические интрузии альпийского типа представляют собой серпентиниты. Нет сомнения в том, что серпентин образован из оливина и пироксена (энстатита), так как известны многочисленные примеры перехода от перидотитов к серпентинитам, а во многих серпентинитах имеются реликтовые зерна неизмененного оливина или пироксена или же присутствуют псевдоморфозы серпентина по одному из этих минералов. Существуют многочисленные полевые, химические и петрографические данные, которые должна объяснять теория серпентинизации. Вот некоторые из них.
1. Многие ультрамафические интрузивные породы состоят частично из перидотитов, а частично из серпентинитов. Совершенно ясно, что в подобных телах распространение серпентинита не связано с близостью к земной поверхности или уровнем грунтовых вод. Эти условия хорошо наблюдаются в некоторых крупных перидотитовых поясах на юге Новой Зеландии, где в ряде мест вдоль горных гребней на высоте от 200 до 1800 м выходят свежие дуниты, в то время как в других местах глубокие послеледниковые каньоны на глубине 1 км пересекают именно серпентиниты. Таким образом, совершенно ясно, что серпентинизация перидотитов представляет собой процесс, не связанный с выветриванием и родственными гипергенными явлениями.
2. В отношении того, как связать распространение серпентинитов с формой интрузивного тела, мнения разделяются. Одни считают, что серпентинизация в большинстве случаев либо равномерно распространена во всем ультраосновном теле, либо характеризуется случайным распределением, не связанным с границами тела. Однако в немногих случаях серпентинизация возрастает по направлению от центральной части (ядра) ультраосновного тела. По мнению других исследователей, периферическая серпентинизация перидотитов представляет собой более важное явление. В общем, пространственная связь серпентинитов с перидотитами может быть, по-видимому, в равной степени объяснена двумя различными способами серпентинизации, предусматривающими соответственно воздействие внутренних (то есть магматических) или внешних вод.
Серпентинизация оливина, во всяком случае, в начальной стадии, очень часто проявляется во многих вулканогенных и плутонических породах, включая базальты, пикриты и перидотиты стратифицированных лополитов. В этих случаях процесс, по-видимому, совершается в основном под действием позднемагматических водных растворов, действующих на все еще нагретую породу. Конечно, серпентинизация магнезиальных оливинов метаморфических пород должна происходить при температурах, не превышающих нескольких сотен градусов. Аналогично серпентинизация перидотитовых тел альпийского типа может быть обусловлена воздействием водных растворов на умеренно нагретые кристаллические перидотитовые тела во время или после внедрения.
Экспериментальные работы Боуэна и Таттла подтверждают это основное положение. Они показали, что содержащий воду магнезиальный оливиновый расплав, охлажденный до 1000єС, будет представлять собой скопление оливиновых кристаллов, промежутки между которыми будут заполнены парами воды. Эта масса будет охлаждаться без каких-либо химических изменений до температуры около 400єС, когда оливин начнет замещаться серпентином и бруситом, причем это замещение будет продолжаться до тех пор, пока будет существовать свободная вода. Температура, при которой может начаться серпентинизация, заметно ниже в том случае, когда оливин содержит железо, и в случае богатого железом оливина температура, возможно, на
Магма и магмоообразование учебное пособие. Геология, гидрология и геодезия.
Реферат На Тему Ценности
Курсовая работа по теме Сущность и планирование финансовых капитальных вложений
Метод Мвси Полиграф Дипломная Работа
Курсовые Скачать Психология
Реферат По Физкультуре Здоровый Образ Жизни И Его Составляющие
Непрямой Массаж Сердца Реферат
Выбранная Мной Профессия Эссе
Соотношение И Взаимосвязь Государства И Права Реферат
Реферат: Анализ налоговой системы РФ
Курсовая работа по теме Экономико-статистический анализ цен
Гдз По Биологии 6 Лабораторные Работы
Рефераты: Программирование, компьютеры и кибернетика, ИТ технологии.
Что Такое Память Сочинение 9.3
Курсовая Работа Функции И Механизм Государства На Примере Рф
Объем Сочинения В 10 Классе По Литературе
Реферат: Методические рекомендации по созданию слайд фильма
Курсовая работа по теме Разработка модели и бизнес-плана современного социального учреждения на территории муниципального образования, города
Крещение Киевской Руси Реферат
Как Писать Декабрьское Сочинение Презентация
Реферат по теме Кровоточащие и плачущие изображения с точки зрения современного естествознания
Система калькулирования затрат "Стандарт кост" - Бухгалтерский учет и аудит курсовая работа
Нормативный метод учета затрат - Бухгалтерский учет и аудит курсовая работа
Облік дебіторської заборгованості - Бухгалтерский учет и аудит курсовая работа