Розчинність води та інших флюїдних компонентів в силікатних розплавах

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

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

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

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

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

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

Питання №2 По статті О.А. Хлебородова

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

БІЛЕТ №16

1. Типи дифузії в природних системах. Швидкість дифузії компонентів як головний кінетичний фактор та його вплив на коефіцієнти розподілу хімічних елементів.

Ми не можемо "перемішувати" речовину при геохімічних реакціях, однак природа часто

забезпечує адвекцію (advection) для переміщення компонентів. Рушійними силами адвекції у природі є гравітаційні: рідини (включно з мантію, яка в геологічних масштабах часу поводить себе як рідина) пересуваються знизу вгору або зверху донизу (через те, що вони або легші або важчі,ніж їх оточення). Оскільки при адвекції транспортуються реагенти то, відповідно, завдяки цьому процесу зростають швидкості реакцій. Однак для дуже малих мас адвекція рідко буває ефективною, тут звичайним процесом що відповідає за переміщення хімічних компонентів є дифузія. Щоправда, крім випадку газів важко уявити собі дифузійні процеси які мають розмах більш як кілька метрів (та й то в рідкісних випадках). Тому в хімічних процесах наявні як адвекція (транспортування на великі відстані) так і дифузія (локальний перерозподіл речовини). Оскільки адвекція залежить переважно від фізичних властивостей речовин (густина, в’язкість), в даному

випадку ми її не розглядатимемо.

Дифузія ж хімічних елементів є чинником що контролює (може контролювати) перебіг багатьох геологічних процесів.

В твердому тілі за локалізацією в просторі виділяються наступні типи дифузії (які, тією чи іншою мірою, контролюють процеси зміни порід та встановлення рівноваги між мінералами):

1) поверхнева дифузія (по поверхні);

2) міжзернова дифузія (по границям зерен);

3) об’ємна дифузія (через речовину мінеральних зерен).

Від швидкості дифузії в магмі (розплаві) певною мірою залежать швидкості росту кристалів. Будь який з перелічених процесів важко моделювати не визначивши тип та швидкість дифузії.

Згідно закону Фіка (Fick's), або інакше - першого закону Fick's, стаціонарний потік, J, якоїсь речовини через площину є пропорційним до градієнту концентрацій цієї речовини в напрямку перпендикулярному до площини.

Інше формулювання першого закону Fick's таке: існування градієнту концентрацій в розплаві або твердому тілі (яке є однорідним в інших відношеннях) в загальному випадку породжує потік відповідного елементу чи хімічної речовини в напрямку протилежному до градієнту.

Дифузія в багатокомпонентних системах і коефіцієнти дифузії.

Є 2 важливі умови (нами раніше ігноровані) для дифузії. По-перше, дифузія відрізняється від інших видів переносу відсутністю транспортних “каналів”. Якщо є транспортні канали то ми швидше спостерігатимемо результати потоку речовини або адвенкції, а не результати дифузії.

Якщо умова відсутності транспортних каналів задовольняється то рух однієї речовини через площину повинен супроводжуватись рухом іншої (інших) речовини в протилежному напрямку.

Другою умовою є баланс зарядів (електрична нейтральність дифузії). Дифузія навіть малих кількостей іонів швидко призведе до появи значного електричного потенціалу. Сила, яка пов’язана з потенціалом, буде протидіяти будь-якій подальшій дифузії в тому ж напрямку. Тому дифузія іонів повинна супроводжуватися дифузією рівної кількості заряду в протилежному напрямку. На додаток до цих умов ми маємо пам’ятати що дифузія в деяких випадках призведе до утворення неідеальних сумішей і певних (не надто малих) змін ентальпії і об’єму, які супроводжують подібні випадки.

Пам’ятаючи вказане ми можемо виділити 3 ситуаційні моделі і 3 види коефіцієнтів дифузії:

1) Коефіцієнт слідової (tracer) дифузії (або самодифузії), в якому перенесена маса і потік заряду, який пов’язаний з дифузіє достатньо малі і можуть бути безпечно проігноровані. Там можливо немає значного ухилу концентрації. Ця ситуація характерна для дифузії радіоактивних ізотопів, коли ми не спостерігаємо суттєвої зміни концентрацій і хімічного потенціалу. Ця ситуація є найпростішою, і саме її ми вивчали досі. Ряд дослідників (П.Хендерсон, 1982) виділяють окремо коефіцієнт ізотопної дифузії і коефіцієнт власної дифузії хоча чисельно вони майже не відрізняються.

Коефіцієнт ізотопної дифузії застосовується тоді коли в системі існують виключно ізотопні градієнти (Fe55 в системі 55Fe2SiO4-56Fe2SiO4). Коефіцієнт власної дифузії застосовують при відсутності і хімічних і ізотопних градієнтів, тобто відсутності результуючого потоку маси через заданий перетин.

2) Коефіцієнт хімічної дифузії застосовується в неідеальних ситуаціях, де слід вивчати скоріше хімічний потенціал ніж концентрацію. В такому випадку, закони Фіка можуть бути переписані у вигляді:

3.) Коефіцієнт перехресної дифузії (interdiffusion) застосовується в тих ситуаціях, у яких градієнт концентрації настільки великий, що дифузія, задля підтримання електричної нейтральності і постійного об’єму, повинна супроводжуватись дифузією інших речовин у протилежному напрямку. Тобто дифузія однієї речовини пов’язана з дифузією всіх інших речовин. Наприклад, при вивченні дифузії Mg в олівіні (приклад 5.6), слід розглядати також зустрічну дифузію Fe.