Пиролитовая модель верхней мантии в последние годы подвергается серьезной критике, и многие ученые склоняются к выводу о значительной неоднородности состава верхней мантии. Так, В. А. Кутолин высказал предположение о том, что верхняя мантия, кроме перидотитов, содержит также вещество пироксенитового (вебстеритового) состава, которое можно представить как три части перидотита и две части базальта. Н. Л. Добрецов на основании изучения глубинных ксенолитов, анализа геофизических данных предложил еще более сложную по составу модель, которая имеет в своем составе разнообразные пироксениты, перидодиты, амфиболиты и эклогиты.
Несмотря на острую дискуссионность вопроса о составе верхней мантии, большинство исследователей считают местом рождения базальтовых магм ту ее часть, которая называется астеносферой (зоной пониженных скоростей сейсмических волн). Астеносфера располагается на глубинах от 80—95 до 200—400 км и предположительно содержит около 5% базальтового расплава, который при благоприятных термодинамических условиях может дать начало крупным магматическим очагам базальтовой магмы.
Различия в составе толеит-базальтовой и оливин-базальтовой магм объясняются, по-видимому, различными глубинами их зарождения. По данным В. П. Петрова (1972), оливин-базальтовая магма образуется на глубинах порядка 200 км при давлении около 50 кбар (400—500 МПа). Толеит-базальтовые расплавы возникают на меньших глубинах (около 150 км) при давлении 40—50 кбар. При этом следует иметь в виду, что приведенные данные о глубинах зарождения базальтовых магм являются только гипотетическими. Некоторые исследователи допускают возможность их генерации на значительно меньших глубинах и соответственно при меньших давлениях.
2.2Гранитная магма
Представления о существовании самостоятельной гранитной магмы в настоящее время широко распространены. Ее самостоятельность доказывается исключительно большими объемами гранитоидных тел, возникавших во все периоды геологической истории, и значительным распространением кислых вулканических пород. Сказанное не исключает возможности образования некоторых количеств кислых магматических расплавов в результате далеко зашедшей дифференциации базальтовой магмы. В пользу последнего предположения свидетельствует нередко наблюдающаяся тесная связь кислых вулканических пород с андезитами и базальтами, а также сочетание в единых формациях гранитоидов и габброидов.
Все же главную роль в формировании кислых пород (глубинных и вулканических) играет, по-видимому, самостоятельная (родоначальная) кислая магма гранитоидного состава. При этом следует учитывать, что гранитная магма связана, вероятно, только с материковыми участками земной коры и отсутствует в океанических впадинах.
По своему химическому составу кислая магма не остается постоянной. Анализ распространенности различных типов гранитоидов позволяет предполагать самостоятельное существование по меньшей мере двух типов кислой магмы — гранитной и гранодиоритовой. Во всяком случае, в природе почти одинаково широко распространены собственно гранитные и гра-'нодиоритовые батолиты.
Таблица№4
Состав палингенных расплавов, образовавшихся из иллитовых глин при разных температурах, %
| Температура, °С | |||
| Компонент | 675 1 | ||
| 600 | 765 | ||
| Кварц | 42,1 | 32 | 34 |
| Ортоклаз | 47,5 | 36 | 26,5 |
| Альбит | 10,5 | 26 | 31 |
| Анортит | 0,0 | 6 | 8,5 |
| Количество расплапа | 31 | 49- | 66 |
Примечание. Данные Випклера и Шатена
Оба типа гранитных магм являются, вероятно, коровыми образованиями, т.е. появились в результате выборочного давления глубоких горизонтов земной коры (осадочно-метаморфической или гранитной оболочки).
Существенные различия в составе гранитного и гранодиоритового типов магм по имеющимся материалам [Петров В. П. 1972] обусловлены не столько составом пород, которые подвергаются плавлению, сколько термодинамическими условиями процесса магмообразования. Это заключение вытекает из экспериментальных данных Г. Винклера и Г. фон Платена по плавлению некоторых типов пород. В табл. 4приведены результаты плавления иллитовых глин при давлении 2 тыс. атм (20,5 МПа) в присутствии постоянного избытка Н20 и небольших количеств NaCl.
Анализ приведенных материалов показывает, что при повышении температуры увеличивается количество расплава, а его состав закономерно обогащается плагиоклазовым компонентом и несколько обедняется кремнеземом и ортоклазовым компонентом. Иначе говоря, при повышении температуры намечается тенденция изменения состава расплавов от гранитных (аплитовых) к гранодиоритовым, Кроме того, Г. Винклер и Г. фон Платен экспериментально показали, что при возрастании давления от 500 до 5 тыс. атм также происходит выплавление расплавов, содержащих меньше кремнезема и ортоклазового компонента и больше плагиоклазовой составляющей.
Несмотря на то, что прямое перенесение данных эксперимента на природные процессы не во всех случаях является оправданным, можно предполагать различные условия температур и давлений, при которых образуются гранитная и гранодиоритовая магмы.
По представлениям В. П. Петрова (1972), гранитный тип кислой магмы образуется на сравнительно небольших глубинах в земной коре (порядка 15—20 км) при температуре 600— 650° и давлениях 4—6 кбар (40—60 МПа). Гранодиоритовая магма выплавляется на больших глубинах при температурах 650—750° и более высоких давлениях.
2.3 Ультраосновная магма
Гипотеза о существовании родоначальной ультраосновной магмы перидотитового состава была выдвинута английским ученым А. Холмсом. Основанием для такого предположения послужили следующие факты: присутствие в геосинклинальных поясах протяженных поясов ультраосновных пород, формирующихся независимо от габброидных интрузивов, наличие характерных особенностей в химизме этих ультрабазитов, отличающих их от аналогичных по минералогическому составу ультраосновных пород, связанных с габброидами. Главным признаком отличия этих типов ультрабазитов считается отношение молекулярных количеств магния и железа (критерий Хесса). Для пород, образующихся из ультраосновной магмы, _ это отношение оказывается больше 6, а для ультраосновных пород, связанных с базальтовой магмой, — меньше 6.
Существование самостоятельной ультраосновной магмы признается далеко не всеми исследователями. Так, например, В. В. Белинский считает, что ультрабазиты гипербазитовых поясов представляют собой внедрение твердого, но пластического материала ультраосновного состава. Ультраосновные расплавы, по мнению этого исследователя, даже если они воз- . никли в астеносфере, не могли подняться в литосферу вследствие очень высоких температур кристаллизации и должны были отвердеть еще при своем движении в верхней мантии.
Все же присутствие интрузивных ультраосновных пород в формации ультраосновных и щелочных пород и наличие в некоторых эффузивных формациях вулканических пород ультраосновного состава (меймечитов) позволяет считать вполне правомерной гипотезу о самостоятельной ультраосновной магме.
Вопрос о составе ультраосновной магмы остается весьма дискуссионным. Большинство сторонников родоначальной ультраосновной магмы приписывают ей перидотитовый состав, хотя не исключена возможность образования расплавов дунитового состава. Во всяком случае, судя по продуктам непосредственной кристаллизации, она сильно обогащена оливином.
Местом зарождения ультраосновной магмы признается верхняя мантия, которая при полном плавлении может дать расплав именно такого состава.
2.4Андезитовая магма
Предположение о существовании родоначальной андезитовой магмы обосновывается широким распространением аньдезито-базальтов в складчатых поясах и характером вулканических продуктов Тихоокеанского вулканического пояса, где эти породы являются преобладающими.
По мнению Ю. А. Кузнецова (1964), андезитовая магма могла возникать в результате выборочного плавления так называемого базальтового слоя литосферы. Однако в последние десятилетия работами А. Е. Рингвуда и Д. X. Грина по изучению температур плавления разнообразных пород при относительно высоких давлениях показана возможность выплавления андезитовых расплавов из вещества верхней мантии (астеносферы). При давлении 30 кбар (300 МПа) наблюдается так называемый андезитовый минимум: андезитовый расплав выплавляется при температурах примерно на 100° менее высоких, чем температура выплавления базальта.
В целом, по-видимому, можно говорить о возникновении андезитовой магмы на глубинах порядка 95-115 км у верхней границы астеносферы. Вместе с тем андезитовая магма может рассматриваться как своеобразный тип базальтовой магмы, так как ее состав может, вероятно, изменяться от ан-дезитового до андезито-базальтового.
Список литературы
1.Кортусов М.П. Магматические горные породы. 1986г.
2.Шахов Ф.Н. Магмы и руды:избранные статьи
3.Авдулов М.В. Фазовые превращения и петрогенезис