/
Author: Плечов П.Ю. Перчук А.Л. Сафонов О.Г.
Tags: иудаизм здравоохранение медицинские науки горные породы геология учебное пособие науки о земле петрология
ISBN: 978-5-16-010122-4
Year: 2014
Text
А.Л. Перчук, О.Г. Сафонов,
П.Ю. Плечов
ВВЕДЕНИЕ
М В ПЕТРОЛОГИЮ
А.Л. ПЕРЧУК
О.Г САФОНОВ
П.Ю. ПЛЕЧОВ
ВВЕДЕНИЕ
В ПЕТРОЛОГИЮ
УЧЕБНОЕ ПОСОБИЕ
Допущено
УМО по классическому университетскому
образованию в качестве учебного пособия
для студентов, обучающихся
по направлению 020700 Геология
Москва
ИНФРА-М
2014
ББК 549(075.8)
УДК 26.31я73
П26
ФЗ
№ 436-ФЗ
Издание не подлежит маркировке >
в соответствии с п. 1 ч. 1 ст. 11
Рецензенты:
кафедра петрографии геологического факультета
Санкт-Петербургского государственного университета;
Э.М. Спиридонов — профессор, д-р геолого-минералогических наук,
геологический факультет МГУ
Перчук А.Л., Сафонов О.Г., Плечов П.Ю.
П26 Введение в петрологию: Учеб, пособие. — М.: ИНФРА-М,
2014.-130 с.
ISBN 978-5-16-010122-4
В учебно-методическом пособии по курсу лекций «Петрология»,
---который читается на геологическом факультете МГУ для студентов
геохимического отделения, излагается история развития петрологии,
приводятся общие сведения о петрологических процессах в недрах
Земли, рассматриваются основы физико-химической петрологии.
Пособие рекомендуется для студентов и аспирантов, обучающихся
по геологическим специальностям, а также широкого круга специа-
листов, работающих в области наук о Земле.
ББК26.31Я73
В оформлении использована фотография
М.А. Богомолова
ISBN 978-5-16-010122-4
© Перчук А.Л., Сафонов О.Г.,
Плечов П.Ю., 2014
I
ПРЕДИСЛОВИЕ
-цЦ
Ж Перед Вами книга, открывающая серию учебных материалов, со-
W провождающих лекции по курсу «Петрология», который читается для
бакалавров геохимического отделения геологического факультета
МГУ. В этой книге мы ставили перед собой задачу очертить общий
круг вопросов и проблем современной петрологии. Заметный про-
гресс в петрологии в последние годы обусловлен стремительным раз-
витием методов физико-химического и экспериментального модели-
рования минералообразующих процессов, расширением возможно-
стей современного аналитического оборудования и доступностью на-
учной информации через сеть Интернет. Успехи современной петро-
логии особенно впечатляют на фоне экскурса в историю, показываю-
щего, что лишь полвека назад петрология была по большей части
описательной наукой (петрография). Лишь с введением в петрологию
•у понятий физической химии и термодинамики, подкрепленных резуль-
татами экспериментальных исследований при высоких температурах
и давлениях, эта наука из описательной превратилась в точную дис-
t циплину. Поэтому в данной книге особое внимание обращено на не-
j которые базовые принципы физико-химической петрологии и по-
I. строения петрологических диаграмм. Без освоения этих принципов
невозможно углубленное изучение предмета.
* Рассматриваемые в учебном пособии проблемы нетрогенеза маг-
| магических и метаморфических пород охватывают комплексные про-
Л цессы, происходившие в коре и мантии Земли на разных этапах разви-
V тия планеты. Эти проблемы рассматриваются в тесной взаимосвязи с
В актуальными вопросами геохимии, минералогии, геотектоники, гео-
* физики и других геологических дисциплин. Поэтому мы полагаем,
» что изложенные в книге материалы будут представлять интерес не
К только для студентов и аспирантов, но и для широкого круга специа-
ш листов, работающих в области наук о Земле.
Большая часть учебного пособия написана А.Л. Перчуком и
1- О.Г. Сафоновым. Глава 2 (История развития петрологии) написана
f П.Ю. Плечовым.
« Авторы благодарны проф. Э.М. Спиродонову за критические заме-
чания по содержанию учебного пособия. С.Т. Подгорновой за помощь
Ш, в оформлении иллюстраций и редактировании текста учебного посо-
Ж бия.
1 Отдельную благодарность за меценатскую помощь в издании
Ж учебника авторы выражают выпускнику кафедры петрологии геоло-
К гического факультета МГУ С.Ф. Польскому.
3
Глава 1.
ОБЗОР ФУНДАМЕНТАЛЬНЫХ КОНЦЕПЦИЙ
1.1. ПРЕДМЕТ, ЗАДАЧИ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Петрология (от лат. petros - камень, греч. logos - учение) - это
геологическая наука, изучающая горные породы и процессы их
формирования. Горные породы - это природные агрегаты минера-
лов, обладающие определенными текстурно-структурными характе-
ристиками, часто образующие самостоятельные тела.
Горные породы подразделяются на три основных генетических
типа - магматические, метаморфические и осадочные. Магматиче-
ские горные породы являются продуктами кристаллизации магм —
высокотемпературных расплавов (силикатных, реже карбонатных,
сульфидных и др.). К магматическим относятся также пирокластиче-
ские породы, образованные при отложении обломочного материала,
выброшенного во время извержения (вулканические брекчии, туфы
и др.). Осадочные горные породы образуются в результате припо-
верхностных (экзогенных) процессов, связанных с физическим и
химическим выветриванием, отложением и переотложением веще-
ства на суше и на дне водных бассейнов. Осадочные горные породы
изучаются в рамках специальной дисциплины — литологии (от греч.
lithos — камень) и поэтому в данном курсе рассматриваться не будут.
Метаморфические горные породы являются продуктами твердо-
фазного преобразования любых горных пород- магматических, оса-
дочных или метаморфических, под воздействием температуры, дав-
ления и/или флюидов (глубинных растворов и газов). Следует отме-
тить, что все основные группы пород часто имеют общие генетиче-
ские корни.
Образующиеся в результате магматических и метаморфических
процессов горные породы, расплавы и флюиды определяют тесную
связь петрологии с минералогией, геохимией, кристаллографией,
литологией, а также с физикой и химией. Эндогенные (глубинные)
преобразования вещества, происходящие в различных геодинамиче-
ских обс тановках, определяют сближение петрологии с геофизикой,
структурной геологией, механикой и геотектоникой.
Итак, предметом изучения петрологии являются метаморфиче-
ские и магматические процессы и непосредственно связанные с ни-
ми породы, магмы и флюиды в земном и космическом веществе.
Петрологические исследования, с одной стороны, включают за-
дачи идентификации и классификации горных пород, наследуя та-
ким образом задачи петрографии (от греч. grapho - пишу, описы-
ваю), описательной прародительницы петрологии, а с другой - вос-
4
становление генезиса пород и построение гипотез и теорий глубин-
ных процессов пород о- и магмаобразования.
Описательный период в петрологии близится к завершению: ос-
новные разновидности горных пород, находящихся на поверхности
Земли (включая метеориты, но* возможно, исключая породы Луны,
Марса и других планет и их спутников, которые будут доставляться
в научные лаборатории в будущем), изучены в значительной мере, в
том числе самыми современными аналитическими методами. К на-
стоящему времени составлены основные классификационные схемы
большинства магматических и метаморфических горных пород. Од-
нако ввиду многообразия пород и процессов их образования, разли-
чия научных традиций и образовательных стандартов, некоторые
проблемы едва ли будут разрешены в ближайшее время.
Задачи современной петрологии в чем-то сродни задачам крими-
налистики. Здесь роль общества и его преступного мира играют эн-
догенные геологические процессы и их продукты - горные породы,
расплавы, флюиды и т.д. Подобно тому, как детектив по уликам
должен раскрыть картину преступления, петролог по набору фактов,
предоставленных природой (порой в весьма ограниченном количе-
стве), должен восстановить природу явлений и процессов, которые
привели к образованию тех или иных пород, расплавов и флюидов.
Обобщение этих данных позволяет воссоздавать общую картину
функционирования многообразных геологических процессов в не-
драх нашей планеты. Без этого невозможно приблизиться к понима-
нию «теории Земли», т.е. механизмов ее функционирования как еди-
ной системы от ранних этапов ее развития до современности. Петро-
логия закладывает фундаментальные основы в создании и совер-
шенствовании этой теории.
В пегрологии широко используются инсфумсптально-анали'пгческий,
экспериментальный и теоретический методы. К инструментально-
аналитическим методам относятся различные виды оптической и
электронной микроскопии, микроанализа (электронно-зондовый,
ионный, протонный и др.) и спектроскопии (инфракрасная, раманов-
ская, мессбауэровская и др.). Методы экспериментальной петро-
логии позволяют с помощью специальных установок высокого
давления и температур моделировать природные процессы при
термодинамических условиях (температура, давление) коры, мантии
и даже верхнего ядра. Кроме этого, в пегрологии широко приме-
няются теоретические методы физико-химических расчетов,
численного и аналитического моделирования. Петрология явля-
ется точной наукой, основывающейся на законах физики и хи-
мии. Поэтому петрологические исследования нередко направ-
лены на получение количественных характеристик эндогенных
процессов, таких как температура, давление, активности компо-
5
нента во флюиде, степень плавления породы, растворимость ком
понентов во флюиде и т.д.
Для изучения эндогенных процессов и связанных с ними горных
пород необходимо иметь представление о внутреннем строении
Земли и главных факторах, определяющих характер и масштаб пет-
рологических процессов
1 2. ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ
Глубинное строение Земли реконструируется на основе данных
геофизики, петрологии, метеоритики, термодинамики. Немаловаж-
ную информацию о недрах Земли несут тепловой поток и магнитное
ноле Земли.
Массу нашей планеты на -99% составляют восемь химических
элементов железо (32.0%), кислород (29.7). кремний (16.1), магний
(15.4), никель (1.8) кальций (1.7), алюминий (1.6%) и сера (0.6%)
(рис. 1.1) - все они крайне неравномерно распределены в трех ос-
новных оболочках Земли - коре, мантии и ядре (табл. 1.1). Наряду
с химизмом, оболочки отличаются по размерам, минеральному соста-
ву, температуре, плотности, вязкости и другим свойствам (рис. 1.2,
табл. 1.2).
А1 (1.«%)
Рис. 1.1. Относительные весовые содержания химических
элементов, слагающих Землю.
1.2.1. Земная кора
Земная кора — самая верхняя и самая тонкая оболочка Земли.
Нижняя граница коры, названная в честь ее первооткрывателя, хор-
ватского геофизика А. Мохоровичича, границей Мохоровичича, или
границей «Мохо», устанавливается по резкому увеличению скоро-
стей продольных и поперечных сейсмических волн (рис. 1.2).
В коре доминируют окислы кремния и алюминия, составляющие
в совокупности более 75 мас.% ее веса, из-за чего кору нередко на-
6
зывают сиалической (Si-Al). Несмотря на то что в коре заключено
лишь 0.5% массы Земли, здесь сконцентрированы значительные
количества литофильных элементов планеты (Li, Be, В, С О F Na
Mg, Al, Si, R, Cl, K, Ca, Ti, V, Cr, Mn, Br, Rb, Sr. Zr, Nb. I, Cs. Ba’ Tr’
Hf, Ta, W, At, Fr, Ra, Ac, Th, Pa, U), имеющих сильное сродство к
силикатным минералам и расплавам. Высокие концентрации этих
элемен гов в относительно малом объеме вещества указывают на ин-
тенсивные процессы дифференциации планеты.
Рис. 1.2. Изменение с глубиной: а - скорости
поперченных (Vs) сейсмических волн (по данны ‘ ’ „ь:
1990); б - плотности (Anderson, 1989); в - Давления (Dz.ewonski,
Anderson, 1981); г - температуры (Winter, 2010).
7
Выделяется два главных типа земной коры — континентальная
(составляет 41% внешней оболочки планеты) и океаническая
(56%). Между этими типами коры существуют переходные разно-
сти. Главные типы коры различаются по мощности, возрасту,
химическому составу, строению, физическим и реологическим
свойствам (табл. 1.3).
Таблица 1.1
Химический состав Земли и ее основных оболочек
Вес.% Зем- ля Континен- тальная кора** Океаниче- ская кора** Мантия Ядро
Fe 32.0 5.22 (6.71) 8.39 (10.80) 6.26 (8.05) 85.5
О 29.7 46.31 55.72 44 0
Si 16.1 28.33 (60.6) 23.79 (50.89) 21 (44.93) 6
Mg 15.4 2.81 (4.66) 4.82 (8.00) 22.8(37.81) 0
Ni 1.82 0.00 0.00 0.20 (0.25) 5.2
Са 1.71 4.58 (6.41) 7.83 (10.95) 2.53 (3.54) 0
Al 1.59 8.42 (15.9) 7.66 (14.47) 2.35 (4.44) 0
S 0.64 0.00 0.00 0.03 1.9
Cr 0.47 0.00 0.00 0.26 0.9
Na 0.18 2.28 (3.07) 2.06 (2.78) 0.27 (0.36) 0
P 0.07 0.06 (0.13) 0.00 0.01 (0.02) 0.20
Mn 0.08 0.08 (0.10) 0.00 0.10 (0.13) 0.03
C 0.07 0.00 0.00 0.01 (0.04) 0.20
К 0.00 1.50 (1.81) 0.13 (0.16)
H 0.03 0.00 0.00 0.01 (0.09) 0.06
Ti 0.00 0.43 (0.72) 1.04 (1.73)
Сумма 99.88 100.02 100.00 99.83 99.97
* Состав Земли, мантии и ядра по данным (McDonough, 2003), континен-
тальной коры (Rudnick and Gao, 2003), океанической коры (Albarede, 2005).
** В скобках приводятся весовые проценты окислов.
8
Таблица 1.2
Оболочки Земли и их основные характеристики
Слой Глу- Плот- Тем- Доля в Со- Особенность слоя и природа
бина, ность, пера- массе став сейсмической границы
КМ г/см3 тура, "С Земли слоя
1 2 3 4 5 6 7
Кора 0-60 <800 0.00473 Разные типы, отличные по
(в сред- возрасту, мощности и хими-
нем) ческому составу.
Конти- 0—70 0.00374 грано- Толстая, древняя, нсодно-
нен- дно- родная по составу и литоло-
таль- рит гичсским типам пород, вер-
ная тикальная расслоснность.
Океа- 0-5 0.00099 га б- Тонкая, молодая, нсоднород-
ниче- бро ная по типам и мощности
екая (ба- магматических пород.
зальт Строение и мощность зави-
СОХ) сят от скорости спрсдинга.
Маи- 60 3.3 950- 0.670 пери- Трехслойная. Граница с ко-
тия (в сред- 2900 5.8 3600 (пиро- рой петрохимическая: пере- ход основная => ультраос-
нем) лит) новная порода.
Верхняя 60- 3.3- 950 0.103 пери- Интенсивная конвекция. На
мантия 410 3.5 1800 дотит глубинах 60—200 км выделя- ется пластичный слой пере- менной мощности - астено- сфера. Главные минералы; оливин, гранат, клинопирок- сен, ортопироксен.
Пере- 410 3.5- 1800- 0.075 пери- Главные минералы - вадсле-
ходный 660 4.0 2000 дотит ит, рингвудит, клинопирок-
слой сен, мэйджорит. Граница с верхней мантией: замещение оливин вадслеит, ортопи- роксен з=> мэйджорит. В пре- делах слоя переход вадслеит
=> рингвудит.
Ниж- 660 4.0- 2000- 0.492 пери- Главные минералы: (Fc, Mg)-
няя 2900 5.8 3600 дотит перовскит, Са-псровскит,
мания Mg- вюстит. Граница с пере- ходной зоной: замещение
рингвудит => (Fe, Mg)- псровскит+Mg-BiocTirr. За- мещение в слое мэйджорит => Са-псровскит+(Ре, Mg)- псровскит.
9
Окончание табл. 1.2
1 2 3 4 5 6 7
Ядро 2900 - 10.0 3600 0.325 Fe и Ni, Двуслойное, создает
(В сред- нем) 6370 13.0 5200 примеси Si, S, Н, С магнитное поле Земли. Граница с майгиен и термальная, и петрохи- мическая: переход си- ликатная порода => мшалличссккй расплав.
Внеш- 2900 10.0- 3600 0.308 Fe-Ni Металлическая жид-
нее ядро 5150 12.0 5000 жид- кость, примеси С, S, И, Si кость, вращающаяся вместе с планетой. Кон- векция. Отсутствуют Vs волны.
Внут- 5150 12.0- 5000 0.017 Fe-Ni Вращается вместе с
ренне ядро 6370 13.0 5200 сплав, примеси С и J1 планет oii. 11аблюдаю1ся Vs и Vp волны.
Океаническая кора •
Океаническая кора слагает ложе океанов а также котловины
окраинных морей. Возраст коры современных океанов не превышает
180 млн лет (рис. 1.3) и отражает время их существования. Однако
этот возраст не имеет ничего общего со временем появления океа-
нической коры на Земле. В действительности образование океаниче-
ской коры (в том или ином виде) происходило практически па всех
этапах развития планеты. Об этом свидетельствуют широкие диапа-
зоны возрастов, устанавливаемые для офиолитовых комплексов
реликтов океанической коры и верхов мантии, выведенных на по
верхность тектоническими процессами. Наиболее древние офиолиты
находятся в комплексе Исуа, Западная Гренландия, они имеют ар-
хейский возраст (3.8 млрд лет).
Средний состав океанической коры соответствует составу ба-
зальта срединно-океанического хребта (СОХ). Однако реальный со-
став, мощность и строение зависят от скорости спрединга - расхож-
дения (дивергенции) литосферных пли г. Наиболее высокие скорост и
спрединга (более 10 см/год) отмечаются в рифтовых зонах Тихого и
Индийского океанов; области низкоскоростного спрединга (менее
5 см/год) характерны для Атлантики, особенно для ее северных
областей (рис. 1.3).
10
О 11 20 33 40 48 56
J_____I_____________L-L J L
68 84 120 132 148 180
127 140 154
Возраст, млн лет
Рис. 1.3. Возраст океанической коры и мировая система срединно-океа-
нических хребтов (www.ngdc.noaa.gov 'mgg/image/crustagcposter.gif).
Строение океанической коры в рифтах с высокой скоростью
спрединга
Спецификой таких рифтов является слоистый разрез океаниче-
ской коры (рис. 1.4), установленный по сейсмическим профилям,
изучению офиолитовых комплексов (примером может служить
офиолитовый комплекс Омана), и частично глубоководному буре-
нию. Мощность такой коры обычно не превышает 7 км.
Самый верхний слой коры выполнен глубоководными осадками.
Их мощность нарастает по мерс удаления от хребта. Второй слой
представлен подушечными базальтами (пиллоу-лавами), возникаю-
щими при излиянии базальтовых магм в подводных условиях. Ниже
подушечных базальтов находится комплекс параллельных даек,
представляющих собой подводящие каналы для поднимающихся
базальтовых расплавов. Завершают разрез океанической коры
габброиды магматической камеры — источника расплавов для выше-
лежащих магматических пород. В основании этого слоя могут нахо-
диться кумулусныс дуниты, образованные в результате осаждения
оливина из габброидных расплавов. Таким образом, граница Мохо.
устанавливаемая по скорости сейсмических волн, в данном случае
будет проходить не но границе коровых и мантийных пород, а по
границе между породами коры - габбро и кумулусным дунитом -
образованными в едином магматическом процессе.
1J
мохо
о
CL
о
Рис. 1.4. Схема строения коры в высокоскорост-
ном рифте. На основе данных (Nicolas, 1995).
Между океанической корой и перидо штамп верхней мантии име-
ется вполне определенная генетическая связь, гак как преобладаю-
щие в коре магматические породы основного состава являются иро-
ду Ktами частичного плавления перидозитов. На диаграмме давление
(Р) температура (Т) можно наблюдать, что Р Т условия в подни-
мающейся мантии в какой-то момент выходят за пределы солидуса
перидотита (рис. 1.5), указывая на начало плавления. Солидус - по
линия на диаграмме, отделяющая область, в которой нет расплава.
Диаграмма показывает, что плавление в зоне спрсдинга обусловлено
не только высокой температурой пород, но и снижением внешнего
давления при подъеме. Такой механизм плавления называется де-
компрессионным.
12
Рис. 1.5. Механизмы плавления мантии при образовании коры в высо-
коскоростных и низкоскоростных рифтах (Longmuir. Forsyth, 2007).
Степень плавления перидотита в зонах высокоскоростных рифтов
достигает 35%. Очаг находится близко к поверхности (1-3 км), обес-
печивая непрерывное поступление основной магмы (габбро, базальт)
к поверхности. Таким образом, перидотиты из приграничной с корой
области являются реститами - остаточными породами после вы-
плавления габброидов. В результате частичного плавления первич-
ная (фертильная) мантия, сложенная в основном лерцолитами (оли-
вип-клипопирокссп-ортопирокссновыми породами), становится «дс-
плегировапной», т.с. истощенной в отношении кремния, алюминия,
щелочей, урана, тория, редких земель и других элементов, активно
уходящих в расплав Деплетированная мантия представлена пре-
имущественно гарцбургитами (оливип-ортонироксеновыми порода-
ми), реже - дунитами (еще более денлетированными оливнповыми
породами). Комплементарпость, или взаимное соответствие, соста-
вов лерцолита составам гарцбургита (дунита) и базальта может быть
показана простои схемой (рис. 1.6):
лерцолит = гарцбургит (дунит) + базальт.
13
Рис. 1.6. Диаграмма AbOj—TiO2, показывающая взаим-
ное соответствие между составом лерцолита и состава-
ми гарцбургита (дунита) и базальта (Winter, 2010).
Строение океанической коры в рифтах с низкой скоростью
спрединга
При низкой скорости спрединга океаническая кора не имеет
слоистого строения; для нее характерен весьма неоднородный состав
и малая мощность (первые км). В состав коры входят разрозненные
габброидные массивы и редкие комплексы параллельных даек, на-
ходящиеся в толще перидотитов. Лавовые толщи в этом типе коры
имеют весьма ограниченное распространение и мощность. Степень
плавления перидотита крайне мала - менее 15% (рис. 1.5), что ска-
зывается на образовании небольших магматических очагов. Мас-
штабному излиянию этих магм на поверхность, подобному тому, что
наблюдается в рифтах с высокой скоростью спрединга, препятству-
ют не только малые объемы расплавов, но и низкие скорости раз-
движения плит.
Образование океанической коры происходит не только в средин-
но-океанических хребтах, но и в задуговых бассейнах. Примером
такого бассейна может служить Филиппинское морс, отделенное от
Тихого океана Филиппинской островной дугой. Основные объемы
океанической коры погружаются в мантию в составе литосферных
плит. Области, где происходит этот процесс, называются зонами
субдукции. Попадая в мантию, океаническая кора перерабатывается,
взаимодействуя в той или иной степени с мантийными породами.
Таким образом, молодой возраст океанической коры определяется ее
14
непрерывным рециклингом в зонах субдукции. Исключение состав-
ляют лишь офиолиты - фрагменты океанической коры и верхней
мантии, надвинутые на поверхность Земли в процессе абдукции —
надвигания океанической коры на континентальную.
Континентальная кора
Континентальная кора распространена не только на материках,
но и в областях континентального шельфа и на микроконтинентах.
Ее средняя мощность - 35-40 км - отвечает щитам и платформам,
наиболее крупным участкам континентальной коры (рис. 1.7). Под
горными сооружениями, областями континентальной субдукции
(коллизии континентов) мощность коры увеличивается, достигая
максимальной величины 70 км под Гималаями. На окраинах конти-
нентов и возле континентальных рифтовых зон (областях диверген-
ции плит) мощность коры убывает до 30 км (рис. 1.8).
Рис. 1.7. Образование континентальной коры в истории Зем-
ли (Hawkesworth, 2011). Все значения приведены к совре-
менному объему коры по разным моделям. Кривые отвечают
моделям, основанным на разных изотопах РЬ и Nd.
Состав верхней части коры хорошо изучен благодаря геологиче-
ским исследованиям горных пород, обнажающимся на поверхности,
а также глубинному бурению (максимальная глубина - 12 км). На
основе этих данных в верхней коре выделяется осадочный слой (че-
15
хол), сложенный породами в возрастном диапазоне до палсоархея.
Отсутствующий на щитах и в горных сооружениях, он формирует
мощные толщи (до 20 км) в осадочных котловинах. Средняя мощ-
ность лого слоя составляет около 5 км. Фундамент коры сложен
породами архсйско-палеопротерозойского возраста. Он представлен
на поверхности зеленокаменпыми поясами, сложенными преимуще-
ственно слабометаморфизовапными породами основного и ультра-
основною состава. и глубокометаморфизованными гранитогнейсо-
выми комплексами.
Рис. 1.8. Физическая карта Земли с изолиниями мощностей коры
(http:'/www.accessscience.сот).
Глубинное строение фундамента остается во многом неопреде-
ленным. Традиционное выделение в коре сверху вниз «гранитного»
и «базальтового» слоев в целом отражает общее снижение кремне-
кислотности пород, но нс соответствует современным геофизиче-
ским данным, показывающим трехслойное строение консолидиро-
ванной коры (рис. 1.9). Химические составы л их слоев и коры в це-
лом (табл. 1.3) были получены на основе обобщения комплексных
данных по геофизике, геохимии и тепловому потоку (Rudnik, Foun-
tain, 1995). Выделенные слои литологически неоднородны, отличие
их петрофизических и петрохимических свойств, по всей видимости,
обусловлено увеличением к основанию коры объемов метаморфиче-
ских пород основного и ультраосновпого состава за счет гравитаци-
онного перераспределения вещества на ранних этапах развития Зем-
ли (рис. 1.10).
Генезис континентальной коры, в отличие от океанической, до
сих пор остается весьма дискуссионным. Дело в том, что континен-
16
тальная кора на современном этапе развития Земли образуется пре-
имущественно в областях островодужного магматизма. Однако маг-
магенерация здесь составляет лишь 2 -3.8 км3/год, что сопоставимо
по объему с расходованием коры в процессах выветривания,
коллизии, тектонической эрозии и деламинации. Следовательно,
основной объем континентальной коры, 7 млрд км3, образовался на
более ранних этапах развития Земли, по всей видимости, в результа-
те процессов, более масштабных, чем островодужный магматизм.
материковый склон рифт
палеозойский
островная
6.4 6.6 6.8 7.0 7.2
Рис. 1.9. Схема строения континентальной коры: верхняя (зеленая),
средняя (желтым) и нижняя (красная) кора (Rudnick, Fountain, 1995).
Предполагается, что ранняя (примитивная) кора зарождалась на
поверхности раскристаллизованного магматического океана. Кора
имела кислый состав, а ее эмбриональное развитие могло происхо-
дить уже в гадейское время. Об этом свидетельствуют находки в
метаосадочных породах 3. Австралии (Mt Narryer and Jack Hills in the
Narryer Gneiss Terrane, Yilgam Craton) обломочных цирконов c U-Pb
возрастами 4.4 млрд лет с изотопным составом кислорода (о О),
указывающим на кристаллизацию из гранитного расплава.
Изотопно-геохимические данные свидетельствуют о том, что
основная масса коры (75 мае.%) была сформирована в диапазоне
~4.0-~2.0 млрд лет. С тех пор рост коры происходил крайне мед-
ленно (рис. 1.7). Подобно тому, как основные магмы, слагающие
океаническую кору, выплавлялись из ультраосновной мантии, более
кислые породы коры формировались при частичном плавлении по-
род основного состава (платобазальтов, габбро, амфиболитов) в ус-
ловиях повышенного геотермического градиента, характерного для
архейского времени (рис 1.11). В современных условиях подобный
процесс невозможен, гак как температура в основании континен-
тальной коры существенно ниже (более чем на 300°С) температуры
17
плавления габбро в присутствии воды (рис. 1.11). Высокий геотер-
мический градиент в архейское и палеопротерозойское время спо-
собствовал также гравитационному перераспределению вещества:
подъему более легких пород кислого состава и опусканию более
плотных основных и ультраосновных пород (рис. 1.10).
Таблица 1.3
Химический состав коры и ее основных оболочек по данным
__________________(Rudnik, Gao, 2003)__________________
Окислы Верхняя кора Средняя кора Нижняя кора Средний состав континентальной коры
SiO2 66.6 63.5 53.4 60.6
TiO2 0.64 0.69 0.82 0.72
А12Оз 15.4 15.0 16.9 15.9
Fed 5.04 6.02 8.57 6.71
MnO 0.10 0.10 0.10 0.10
MgO 2.48 3.59 7.24 4.66
CaO 3.59 5.25 . 9.59 6.41
Na2O 3.27 3.39 2.65 3.07
K2O 2.80 2.30 0.61 1.81
P2O5 0.15 0.15 0.10 0.13
Сумма 100.05 100.00 100.00 100.12
Элементы
(ppm)
Rb 82 65 11 49
Sr 320 282 348 320
Hf 5.3 4.4 1.9 3.7
Nd 27 25 11 20
Th 10.5 6.5 1.2 5.6
U 2.7 1.3 0.2 1.3
Pb 17 15.2 4 11
18
Пехотная структура плотности
270П FM1 КТВП Ц кг/м*
осадок транш базальт комапшт
Рис. 1.10. Гравитационное перераспределение вещества в конти-
нентальной коре за счет всплывания (вязкого течения) гранитов и
гнейсов (красные) через толщи зеленокаменных пород (зеленые и
синие) и осадков (желтые) (Gcrya et al., 2000).
Рис. 1.11. Солидус габбро в сухих и водных условиях
на Р Т диаграмме (Wyllic, 1977). Геотермы под конти-
нентами: современная (Rudnick. Niblade, 1999) и архей-
ская (Rapp ct al., 1991).
19
1.2.2. Мантия
Переход кора-мантия, маркируемый границей Мохо (рис. 1.2,
1.4), имеет прежде всего петрохимическую природу (табл. 1.1, 1.2):
породы среднего и основного состава нижних частей коры сменяют-
ся преимущественно ультраосновными породами мантии - перидо-
титами. Мантия слагает недра Земли от глубин 5-70 км до 2900 км, в
ней сосредоточена основная масса планеты (табл. 1.2). Преобла-
дающие в составе мантии Mg и Si, а также Fe, Са и А1 обуславлива-
ют многообразие ее минерального состава.
Мантия подразделяется на нижнюю и верхнюю. Между ними
находится важная с точки зрения мантийных процессов переходная
зона, находящаяся в диапазоне глубин 410-660 км (рис. 1.2). В отли-
чие от границы кора мантия изменения скоростей сейсмических
волн в пределах мантии связано не столько с изменением химиче-
ского состава пород, сколько с фазовыми превращениями, ведущими
к увеличению плотности минеральных ассоциаций (рис. 1.12).
Сведения о составе и свойствах мантийных пород и минералов
черпаются из трех источников: прямых наблюдений пород верхней
мантии, составов метеоритов и экспериментальных исследований.
Фрагменты верхней мантии находятся в офиолитовых комплексах,
они представлены также в массивах альпинотипных и абиссальных
гипербазитов. Кроме того, реликты пород верхней мантии выносятся
на поверхность в виде нодулей базальтовыми, кимберлитовыми и
лампроитовыми магмами. Эти образцы позволяют судить о составе
мантии до глубин 150-200 км. Включения в алмазах из кимберлитов
расширяют этот интервал до глубин переходной зоны (до 660 км) и,
возможно, верхов нижней мантии. Космохимические оценки состава
мантии основываются на предположении, что вся Солнечная сис-
тема была сформирована практически одновременно (в течение
100 млн лет) из единой гомогенной газо-пылевой небулы, имеющей
состав так называемых углистых хондритов - наиболее распростра-
ненного типа каменных метеоритов. Основываясь на этой гипотезе,
состав примитивной мантии Земли, т.е. мантии после отделения ме-
таллического ядра, но до отделения базальтовой коры, может быть
рассчитан из состава хондритов за вычетом компонентов, состав-
ляющих ядро (Fe, Ni, Со), и легколетучих компонентов (например,
газов), утерянных при аккреции планеты. В настоящее время суще-
ствуют многочисленные оценки состава примитивной мантии, осно-
ванные как на анализе природных образцов, так и на космохимиче-
ских данных (табл. 1.4).
и
S Й
S г-
Ы) О
е
2
2
7
z
S
S
X
2
§
о
si
с
я
Й
я
н
я
S
я
с
X
Q *
К ’S
я
ЭЯ
S
X
S
К
С С4 X) СЧ О СЧ о о
«✓э си СП о о о
МП оо М" О
СЧ СЧ о О СЧ
СП О о о ООО
эя
2
t
X
“ча
° о
N О
so ->
о «а
20
Пропорции минералов
20 40 60 80 |(Ю
200
600
1000
1400
1800
2200
2600
3000
Рис. 1.12. Изменение фазового состава пиролитовой мантии
вдоль нормальной геотермы (Ono. Oganov, 2005. с упрощениями').
Верхняя мантия
В составе верхней мантии наряду с гарцбургитами и дунитами
широко распространены лерцолиты. Различают плагиоклазовыс,
шпипелевые и гранатовые разности лерцолитов, отвечающие разным
уровням глубинности, т.е. разным давлениям. Наименее глубинными
являются плагиоклазовые лерцолиты, сменяющиеся с глубиной
шпинслевыми, а потом гранатовым разностями в соответствии со
следующими реакциями (рис. 1.13):
CaAlSi;Ox + 2Mg2SiO4 = CaMgSi2O6 + Mg2Si2O(, + MgAI2O4
плагиоклаз оливин клинопироксен ортопироксен шпинель
MgAI2O4 + Mg2Si2O6 = Mg1AI2Si2O12+ Mg2SiO4
шпинель ортопироксен гранат оливин
22
800 1000 1200 1400 1600
Температура, °C
Рис. 1.13. Фации глубинности лерцолитов на Р-Т диаграмме.
Основываясь на предположениях о том, что мантия имеет пре-
имущественно ультраосновной состав и является источником ба-
зальтовых магм, австралийский петролог А.Е. Рингвуд предполо-
жил, что состав примитивной мантии может быть описан гипотети-
ческой смесью гарцбургита (79% оливина, 20% ортопироксена, 1%
шпинели) и базальта (в расчетах А.Е. Рингвуда использовался состав
толеита с Гавайских островов) в соотношении 3:1. Гипотетическая
порода, отвечающая составу примитивной мантии, получила назва-
ние пиролшп (иироксен-оливиновая порода). Пиролит нередко пред-
ставляют как породу, содержащую 57% оливина, 17 - ортопироксе-
на, 12 - кальциевого пироксена, 14 - граната. Согласно А.Е. Рингву-
ДУ, пиролитовый состав характерен не только для верхней мантии.
н° и для всей мантии Земли в целом.
Помимо преобладающих ультраосновных пород в мантии при-
сутствуют плотные гранат-клинопироксеновые породы основного
состава эклогиты. Однако, судя но петрологическим и геофизиче-
ским данным, эклогиты в мантии менее распространены по сравне-
нию с перидотитами. Согласно современным представлениям, экло-
23
гиты не входят в состав исходной (примитивной) мантии, а являются
продуктами переработки (метаморфизма) базальтовых пород океа-
нической коры, унесенных в мантию субдуцирующими плитами.
Фазовый состав верхней мантии в значительной степени зависит
от окислительно-восстановительных (редокс) условий. Так, сниже-
ние фугитивности кислорода с глубиной создает условия для проте-
кания реакции диспропрорционирования железа Fe2+—>Fe°+Fe3 , в
результате которого на глубинах более 250 км предсказывается вы-
деление металлического железа и скиагитового (Fe^ejSijOn) грана-
та. В данном случае возникает парадоксальная ситуация, когда гра-
нат, содержащий железо со степенью окисления Fe3 , возникает
вследствие не окислительных, а восстановительных условий.
Изменение редокс условий решительным образом влияет на со-
став мантийного флюида. Окисление восстановленного СН4-Н2О-Н2
флюида, поднимающегося из переходной зоны мантии, приводит к
образованию Н2О- СО2 флюида. В результате температура солидуса
пород снижается и может начаться их частичное плавление. Измене-
ние состава флюида сопровождается еще одним важным эффектом
выделением углерода, который может находиться как в форме алма-
за, так и графита.
1.2.3. Астеносфера и литосфера
Важнейшие оболочки - кора р мантия Земли, имеющие отчетли-
вые петрохимические отличия, не раскрывают всего многообразия
тектонических процессов на Земле. Поэтому наряду с ними допол-
нительно выделяют тектонические оболочки - астеносферу и лито-
сферу. Обладая специфическим соотношением реологических
свойств, астеносфера и литосфера играют ключевую роль в тектони-
ке плит - визитной карточке Земли.
Астеносфера (от др.-греч. asthees — слабый) - слой в верхней
мантии с пониженной вязкостью и, соответственно, пониженными
скоростями сейсмических волн. Астеносфера под океанами начина-
ется на глубинах 60-100 км и заканчивается на 200 км. Под конти-
нентами верхняя граница астеносферы фиксируется в диапазоне
глубин 100-250 км. Мощность астеносферы колеблется в диапазоне
30-220 км: под океанами она мощнее, под континентами - тоньше,
вплоть до полного исчезновения под кратонами. Заметим, что оце-
нить реальную мощность астеносферы довольно сложно, так как
отчетливо проявлена только ее верхняя граница, а нижняя, как пра-
вило, размыта.
Пониженные вязкости астеносферы (7*1О19-Зх1О20 Пуаз) наибо-
лее часто связываются с присутствием тонких пленок расплава, ко-
торые удерживаются в породах благодаря силам поверхностного
натяжения. Само плавление в последние годы объясняют выделени-
24
ем воды из номинально безводных минералов мантии — оливина,
ортопироксена и клинопироксена, в структуру которых (особенно
ортопироксена) при высоких давлениях входят значимые количества
гидроксил-иона. Пониженная вязкость в астеносфере объясняется
также максимальным сближением Р-Т условий солидуса перидотита
с мантийной геотермой (адиабатой).
Астеносфера играет исключительно важную роль в геологиче-
ской истории Земли, так как создает благоприятные условия для пе-
ремещения по ней жестких блоков пород - литосферных плит. На-
ходясь в непрерывном и нередко разнонаправленном движении,
14 литосферных плит образуют жесткую тектоническую оболочку
Земли - литосферу. Мощность литосферы, состоящей из коры и
надастеносферной мантии, составляет 5 100 км под океанами, а под
континен тами - 90-250 км, достигая 350 км под кратонами. Отсутствие
астеносферы под древними кратонами затрудняет установление
нижней границы литосферы в этих областях.
1.2.4. Переходная зона мантии
Заметное увеличение скоростей сейсмических волн, отмечаемое
на глубине —410 км, маркирует начало переходной зоны, протяги-
вающейся до 660 км (рис. 1.2). Верхняя граница этой зоны связана с
полиморфным превращением оливина, (Mg, Fe)2SiO4, в более плот-
ную шпинелеподобную модификацию - вадслеит (или Р-шпинель), а
также с фазовым переходом ортопироксена (Mg, Fe)2Si2O6 в мэй-
джорнтовый гранат.
При более высоком давлении, соответствующем глубине —520 км,
вадслеит превращается в рингвудит (у-шпинель). обладающий еще
более плотной шпинелевой структурой. На этом же уровне глубин-
ности происходит замещение клинопироксена Ca(Mg, Fe)Si2O6 каль-
циевым мэйджоритом.
Переходная зона играет важную роль в эволюции вещества ман-
тии, т.к., согласно геофизическим и геохимическим данным, именно
здесь аккумулируется вещество «стагнирующих» (прекративших
движение) субдукционных плит. В состав субдуцированного мате-
риала входят эклогиты и карбонатные породы, заметно отличаю-
щиеся по химизму, температурам плавления и иным свойствам от
мантийных перидотитов. Этот слой рассматривается в качестве ги-
гантского резервуара «воды» (номинально безводные минералы) и
углерода (карбонаты). Восстановительная обстановка стабилизирует
в этой зоне СН4-Н2О-Н2 флюид, который участвует как в процессах
плавления переходной зоны мантии, так и в процессах образования в
ней алмазов.
25
Чтобы подчеркнуть особенности химического состава переход-
ной зоны, американский геофизик Д. Андерсон назвал гипотетиче-
скую породу переходной зоны пиклогитом (пикритовый эклогит).
Пиклогит отличается от пиролита большим содержанием пироксе-
новой и гранатовой составляющих и меньшим (лишь 16%) содержа-
нием оливина.
1,2.5. Нижняя мантия
Границы нижней мантии маркируются резким увеличением гра-
диентов сейсмических волн (рис. 1.2). Согласно современным пред-
ставлениям, верхняя граница соответствует реакциям диспропор-
ционирования рингвудита (Mg, Fe)2SiC>4 на фазу (Mg, Fe)SiO3 со
структурой перовскита (часто называемую Mg-перовскитом1) и фер-
ропериклаз (Mg, Fe)O, а мэйджоритового граната на фазы (Mg,
Fe)SiC>3 и С aS Юз со структурой перовскита. Дальнейшее монотонное
увеличение скоростей продольных и поперечных волн вплоть до
глубин порядка 2700 км (верхняя граница слоя D") указывает на дос-
таточно однородный состав нижней мантии. Такое состояние веще-
ства определенно ограничивает конвективные процессы в этой об-
ласти, а также проникновение сюда фрагментов погружающихся
литосферных плит. •
В основании нижней мантии на ее границе с ядром выделяется
слой D". Он обладает переменно^ мощностью (до 200 км) и выделя-
ется по пониженным скоростям сейсмических волн. Для слоя D" ха-
рактерны высокий термальный градиент (рис. 1.2г), повышенная по
сравнению с мантией плотность и турбулентные потоки вещества,
связанные с поступлением энергии и вещества ядра в мантию. Пред-
полагается, что слой D" обогащен железом за счет взаимодействия
силикатного вещества мантии с металлическим ядром, а также каль-
цием и алюминием за счет гравитационного отложения вещества
(в том числе «стагнирующих плит») из мантии. Предполагается, что
в этом слое доминирует постперовскитовая фаза, являющаяся поли-
морфной разновидностью Mg-перовскита ((Mg, Fe)SiO3), а также
Са-псровскит (CaSiO3) и ферропериклаз ((Mg,Fe)O) (рис. 1.12). С этим
слоем нередко связывают зарождение крупных мантийных плюмов.
1.2.6. Ядро
В ядре сосредоточено 32% массы Земли. Ядро имеет среднюю
плотность около 12 г/см3, что вдвое превышает плотность мантии
1 Минерал перовскит (CaTiO3) заметно отличается по составу от мантийных
минералов, олнако его название укоренилось в научной литературе.
26
Земли. Это отражается в резком изменении скорости сейсмических
волн (рис. 1.2). Предполагается, что ядро, по аналогии с железными
метеоритами, сложено в основном Fe и Ni. В качестве значимых
примесей рассматривают более легкие элементы - S, О, С и Si. Экс-
периментальные исследования показывают также, что из мантии в
металлическое ядро Земли может активно перераспределяться ка-
лий, изотоп которого 40К является «радиоактивной печкой» нашей
планеты. В последние годы в состав ядра все чаще включается водо-
род. Здесь уместно вспомнить гипотезу В.Н. Ларина о первично гид-
ридной Земле, высказанную еще в 70-е годы прошлого века. При
термодинамических условиях ядра водород может образовывать
гидридные соединения с металлами. По некоторым современным
оценкам (Williams, Hemley, 2001), содержание водорода в ядре сто-
кратно превышает количество водорода в современной гидросфере
Земли.
Граница между ядром и мантией обусловлена не только резким
изменением химического состава, но и физическим состоянием ве-
щества. Во внешней части ядра (мощность внешнего ядра 2200 км)
наблюдается затухание поперечных волн, указывающее на жидкое
состояние вещества. Легкие элементы - S, Si, С, Н, О, К, по всей ви-
димости, сконцентрированы именно в этой оболочке. Считается, что
во внешнем ядре происходит интенсивная конвекция, которая в со-
четании с вращением Земли создает ее магнитное поле.
Во внутреннем ядре (радиус 1250 км) наблюдаются высокие ско-
рости продольных и поперечных волн, указывающие на твердое со-
стояние вещества. Во внутреннем ядре наблюдается анизотропия
сейсмических волн: скорость распространения продольных волн
вдоль осн вращения Земли превышает скорость волн, проходящих
через плоскость экватора. Под действием внешнего ядра оно также
испытывает вращение с угловой скоростью, немного превышающей
вращение планеты. Предполагается, что внутреннее ядро является
результатом затвердевания части жидкого ядра вследствие остыва-
ния Земли. В результате этого процесса, имеющего необратимый
характер, из образующегося Fe-Ni сплава во внешнее ядро и далее в
мантию могут выделяться значительные объемы легких элементов.
1.2.7. Влияние тектоники плит на состав мантии
Движение жестких литосферных плит по пластичной астеносфе-
ре и их погружение в мантию вплоть до переходной зоны, а по неко-
торым данным, и до границы с ядром, приводит к существенным
изменениям состава и строения внутренних оболочек Земли. Отго-
лосками этих процессов на поверхности служат катастрофические
явления - вулканизм и землетрясения. Горные породы, погружаю-
щиеся в мантию в составе океанических литосферных плит, облада-
27
ют резко отличным от мантии химическим составом: они обогащены
Si, Al, Fe, щелочами, LREE1, U, Th, содержат значительные концен-
трации легучих компонентов, прежде всего Н2О и СО2. Летучие
компоненты в составе литосферных плит находятся не только в по-
ровом пространстве пород, но и в структуре минералов. Например,
амфибол содержит до 3 мас.% Н2О, серпентин - 12-13% Н2О, каль-
цит - 45 мас.% СО2. Кроме того, водосодержащие минералы способ-
ны нести в заметных количествах такие компоненты как С1 и F, за-
мещающие ОН-группы в этих минералах.
В зоны субдукции, имеющие протяженность более 55 000 км
(рис. 1.14), ежегодно поступает около 700 млн тонн воды и 150 млн
тонн углекислого газа, заключенных в структуре минералов (табл. 1.5).
При повышении температуры и давления минералы в погружаю-
щейся плите разлагаются (рис. 1.15); освобождающиеся при этом
летучие компоненты контролируют процессы преобразования по-
гружающейся коры, надсубдукционной мантии и корово-
мантийного взаимодействия. Например, водный флюид снижает
температуру плавления пород на 300°С и более, способствуя процес-
сам магмагснсрации (рис. 1.16). Наиболее масштабная магмагенера-
ция происходит в мантийном клине — клиновидной областью ман-
тии, находящейся над субдуцирующей плитой, где частичное плав-
ление перидотитов в присутствие Н2О приводит к образованию ба-
зальтов и андезитов (рис. 1.16). Однако процессы плавления могут
происходить и в самой погружающейся плите. При частичном плав-
лении субдуцирующих метабазадьтов (и метаосадков) генерируются
весьма специфические (в геохимическом плане) расплавы кислого,
реже среднего состава, называемые адакитами. Для этих расплавов,
излившихся на поверхность, отмечаются разные, порой весьма зна-
чительные, степени контаминации пород мантийного клина.
Таблица 1.5
Количество Н2О и СО2 в литосферных плитах, ежегодно посту-
пающих в зоны субдукции (Jarrard, 2003)
H2O Осадки (поровая вода) Осадки (структурная вода) Магматические породы (поровая вода) Магматические породы (структурная вода) Всего 7.7 10й т/год 1.2-108 т/год 3.2-108 т/год 6.2 108 т/год 1.8 109 т/год
co2 Осадки Магматические породы Всего 5-10' т/год 1 108 т/год 15 -107 т/год
1 LREE - аббревиатура, используемая для обозначения легких редкоземельных
элементов (Light Rare Earth Elements).
28
мезозойская палеозойская
складчатость складчатость
J0 см/год
направления
разломов
границы
Рис. 1.14. Зоны субдукции на тектонической карте мира. Стрелки пока-
зывают относительные скорости движения плит. Earth's Dynamic Sys-
tems Web Edition 1.0.
Флюид обладает уникальными транспортными свойствами.
Практически непроницаемые при обычных условиях, многие магма-
тические и метаморфические породы легко преодолеваются водным
флюидом при температурах и давлениях нижней коры и мантии:
миграция происходит по границам зерен, через зерна или в резуль-
тате фокусированных флюидных потоков по ослабленным зонам.
С повышением температуры и давления растворимость минералов
увеличивается. В результате флюиды, выделяющиеся из субдуци-
рующей плиты, выносят в мантию большие количества «коровых»
компонентов (Si, Al, Fe, щелочи, Cl, I, LREE, U, Th), которые затем
легко распознаются в островодужных вулканитах и в надсубдукци-
онных перидотитах. Вынос карбонатов в мантию определяется не
только их термодинамической стабильностью в «сухих» условиях,
но и растворимостью в восходящих потоках водного флюида или
расплава.
Изменение химического состава мантии и связанные с этим фа-
зовые превращения (минеральные реакции, плавление и т.д.) проис-
ходят не только за счет привноса компонентов во флюиде или рас-
плаве, но также в результате химического и/или механического
смешения основных и ультраосновных пород субдуцирующей коры
с перидотитами переходной зоны или нижней мантии. В связи с
этим еще раз обратим внимание на области аккумуляции материала
стагнирующих плит, которые находятся в переходной зоне мантии
(рис. 1.17) и, возможно, в слое D".
29
Давление, кбар
--о
- 50
-75
- 100
- ПО
-150
- 200
-250
-280
-300
Глубина, км
Рис. 1.15. Концептуальная модель зоны субдукции и образова-
ния магматического фронта (Schmidt, Poli, 1998; Poli et al., 2009
с изменениями). Стрелки: незалитые - подъем флюидов, зали-
тые - подъем магм, тонкие -«направление вязкого течения в
мантии. Линии и залитые области в слэбе - поля стабильности
минералов. В мантии показана область частичного плавления.
Рис. 1.16. Геотерма в мантийном клине (по данным Till et al., 2012)
по отношению к солидусу перидотита в присутствии воды (вод-
ный солидус, Kushiro et al., 1968) и в сухих условиях (Ito, Kennedy,
1967). Видно, что плавление возможно только в присутствии в по-
родах воды.
30
Рис. 1.17. Стагнирующая тихоокеанская плита (мегалит) под Ко-
рейским полуостровом по данным сейсмической томографии
(Fukao et al.. 2009).
1.2.8. Влияние плюмов (диапиров) на внутреннее строение
Земли
Еще одним важным фактором изменения состава внутренних
оболочек Земли является подъем аномально горячих пород - ман-
тийных плюмов. Плюмы имеют грибообразную форму (рис. 1.18),
размеры их головок (куполов) достигают нескольких сотен километ-
ров. Подъем плюмов обусловлен всплыванием более горячего разу-
плотненного вещества к поверхности Земли. Этот процесс порожда-
ет конвективные течения в мантии (рис. 1.18), которые являются
одной из главных движущих сил тектоники плит (плейт-тектоники).
Плюмы, вовлеченные в плсйт-тектонические процессы, определяют
повышенный тепловой поток и формирование магматических камер
в рифтовых зонах (зонах спрединга) - местах образования океаниче-
ской коры.
Известны также плюмы, находящиеся в стороне от рифтовых зон,
т-е. с ними не связанные. Поверхностным проявлением таких плю-
мов служат так называемые «горячие точки» - цепочки вулканиче-
ских островов в оксанах (например. Гавайи в Тихом океане) или
кальдер на континентах (например, супервулкан Йеллоустоун в
till А), трассирующих направление движения плиты над источником
магмагенерации.
31
Рис. 1.18. Фотография термального
плюма (подкрашенная жидкость),
поднимающегося через бесцветную
жидкость. Обратите внимание на
увеличенную головку плюма, узкую
ножку и захват бесцветной жидко-
сти вихревым потоком в головке
плюма. Аналоговый эксперимент
(Campbell et al., 2012).
Современные проявления плюмового магматизма несопоставимы
по масштабам с более ранними этапами развития плапегы, когда
происходило формирование крупных магматических провинций,
таких как, например, траппы Сибирской платформы (объем магмати-
ческих пород составляет более 2 млн км на площади более 2 млн км )
или траппы плато Декан (0.5 Mjyi км’ на площади 0.5 млн км , при-
мерно седьмая часть территории Индии). Сформированные на ар-
хейских кратонах с толщиной литосферы более 150 км, «океаны»
основной магмы, по мнению некоторых ученых, привели к глобаль-
ному изменению климата и массовому вымиранию растений и жи-
вотных (в том числе динозавров). Крупные магматические провин-
ции установлены не только на континентах, но и в океанах. Наиболее
крупным является океаническое плато Оптонг Ява (Ontong Java) на за-
паде Тихого океана, имеющее общую площадь 1.5 млн км’ и объем
магматических пород более 44 млн км". Длительность формирования
крупных магматических провинций достигает миллиона лет.
Плюмы формируются на разных уровнях глубинности. Считает-
ся, что наиболее крупные из них, так называемые супсрплюмы, за-
рождаются на границе мантии с ядром (слой D"). Именно здесь, при
повышенной (на ~1000°С) по сравнению с близлежащей мантией
температуре, создаются благоприятные условия для всплывания ма-
лоплотных пород. Другой возможной областью генерации супер-
плюмов является обогащенный летучими компонентами (С-О-Н)
переходный слой мантии, 1де находится «могильник» субдукцион-
ных плит. По мере движения к поверхности суперплюмы могут раз-
деляться на более мелкие составляющие (рис. 1.19). Достигнув лито-
сферной мантии, вещество плюмов подвергается плавлению (деком-
прессионное плавление), при этом, скорее всего, происходит асси-
миляция пород литосферной мантии и основания коры.
32
Япония
Рис. 1.19. Неоднородность вещества в мантии: а- данные сейсми-
ческой томографии (Zhao et al., 2013); б модель образования плю-
мов на разных уровнях глубинности и химическая неоднородность
мантии в связи с зонами субдукнии (Santosh et al., 2010). СОХ -
срединно-океанический хребет.
Если мантийный диапиризм принято связывать с подъемом горя-
чего вещества, то диапиризм в мантии над зонами субдукции имеет
33
несколько иную специфику. Здесь, в виду зарождения в области об-
ратного термального градиента (снижение температуры с глубиной),
плюмы могут иметь более низкую температуру, чем окружающая их
горячая мантия. Такие плюмы называются «холодными».
Диапиризм характерен не только для мантии, но и для континен-
тальной коры. Наиболее широкое развитие диапиризма связывается
с эпохой так называемых горячих орогенов на ранних стадиях разви-
тия Земли (ранний докембрий), когда разогретые малоплотные по-
роды, гнейсы и граниты, всплывали в виде диапиров к поверхности,
прорывая более плотные и холодные основные и улыраосновные
породы зеленокаменных поясов (рис. 1.10). В результате этого про-
цесса верхняя кора имеет значительно более кремнекислый состав,
чем ее основание. Крупные коровые диапиры в докембрии формиро-
вали гранулитовые комплексы, такие как Лимпопо (Южная Африка)
и Лапландский комплекс (Кольский полуостров, Россия).
1.3. ТЕПЛОВАЯ ЭНЕРГИЯ ЗЕМЛИ
1.3.1. Источники тепловой энергии и тепловой поток
Тепловая энергия Земли складывается из двух составляющих:
остаточной энергии после аккреции протопланегного вещества
(20% общей энергии) и радиоактивного распада изотопов К40, U238,
U235 и Th (80%). Со временем эта энергия иссякает, ее отток с по-
верхности Земли в настоящее время оценивается в 1013 кал/сек. Тепло-
вой поток — количество тепловой энергии, проходящей в единицу
времени через единицу площади - является одним из фундаменталь-
ных параметров, характеризующих состав земных недр и динамику
остывания планеты. Это позволяет моделировать распределение
температуры в недрах па ранних этапах развития Земли и се влияние
на тектонические процессы, генезис горных пород и месторождений
полезных ископаемых.
Тепловое дыхание Земли проявляется на поверхности крайне
неравномерно (рис. I 20). Наиболее высокие значения теплового по-
тока (до 350 мВ г/м ) наблюдаются в областях дивергенции плит
рифтовых зонах (зонах егтрединга). Здесь мантия максимально при-
ближена к поверхности (первые километры), а экранирование тепло-
вого потока коровым веществом минимально. Вдали от зон спредин-
га и трансформных разломов средние тепловые потоки над океанами
и континентами близки и составляют 40 80 мВт/м". Кора в данном
случае играет роль теплоизолятора. Несмотря на то что континен-
тальная кора мощггее океанической, ее экранирующие свойства ни-
велируются генерацией гсгига в результате радиоактивного распада
(табл. 1 6). Наиболее низкие значения потока (менее 40 мВт/м") при-
урочены к шельфовым областям.
34
Рис. 1.20. Тепловой поток на поверхности Земли (Pollack et al., 1993).
Таблица 1.6
Теплогенерация в основных типах пород коры и верхней мантии
(по данным Pollack et al., 1993; Anderson, 1989)
Тип породы Уран ppm Торий ppm Калий ppm Теплогенерация 106 W/m3
Г ранит 3.9 16.0 3.6 2.5
Гранодиорит 2.3 9.0 2.6 1.5
Андезит 1.7 7.0 1.1 1.1
Базальт 0.5 1.6 0.4 0.3
Перидотит 0.02 0.06 0.006 0.01
Дунит 0.003 0.01 0.0009 0.002
Континентальная кора (средний со- став) 1.25 4.8 1 25 0.8
1.3.2. Механизмы переноса тепла
Теплоперенос в Земле осуществляется разными механизмами.
1 ак, в литосфере (коре и литосферной мантии) преобладает кондук-
тчвный теплоперенос, который осуществляется молекулами, атома-
Ми, электронами в процессе их теплового движения. Это самый мед-
35
ленный механизм теплопереноса, его скорость описывается уравне-
нием Фурье:
F = -к dT/dz,
где F - тепловой поток, мВт/м2; к — коэффициент температуропро-
водности, Вт/м/К; Т - температура, К; z - глубина, м. Например,
уравнение позволяет оценить тепловой поток над кратонами. Там
при к = 3 Вт/м/К и геотермическом градиенте (изменение температу-
ры на единицу глубины, см. следующий раздел) 20 °С/км, отражаю-
щем изменение температуры с глубиной, тепловой поток составит
60 мВт/м2.
Во внутренних оболочках Земли, находящихся ниже литосферы,
преобладает конвективный (от лат. convectio - принесение) меха-
низм переноса тепла, вызванный движением текучего вещества.
Конвекция здесь обусловлена всплыванием более горячего и менее
плотного материала, компенсируемого погружением более холодно-
го вещества. Конвекцией в мантии переносится в 6 раз больше теп-
ла, чем за счет теплопроводности.
Наряду с кондуктивным и конвективным теплопереносом неред-
ко осуществляется также адвективный теплоперенос, связанный с
перемещением вещества, например флюида или холодных плит в
зонах субдукции.
1.3.3. Геотермические градиенты и геотермы
Характер изменения температуры с глубиной отражают два ос-
новных термина - геотермический градиент и геотерма. Геотерми-
ческий градиент - это изменение температуры на единицу глубины
по нормали к поверхности Земли, а геотерма - изменение темпера-
туры вдоль какой-либо геологической границы или какого-либо на-
правления, интересующего исследователя. Соответственно, если
выбирается направление по нормали к поверхности Земли, то гео-
терма будет совпадать с геотермическим градиентом. Остановимся
на этих терминах более подробно.
Геотермический градиент в литосфере крайне неоднороден, он
определяется кондуктивным теплопереносом и зависит от типа ли-
тосферы, геодинамической обстановки, наличия глубинных разло-
мов и уровня глубинности. Средний геотермический градиент около
поверхности Земли составляет около 20°С/км. Именно такой градиент
наблюдается в кратонах. Наиболее низкие градиенты - 5-10°С/км -
наблюдаются в зонах субдукции, а самые высокие, до 50°С/км, в
рифтовых зонах и под островными дугами (рис. 1.21). В океаниче-
ской литосфере средний геотермический градиент заметно выше,
чем в континентальной литосфере (рис. 1.22). В астеносфере и глуб-
же, в верхней мантии, градиенты, как правило, существенно ниже,
36
чем в литосфере, и имеют достаточно выдержанный характер (рис.
1 2г), что связано с доминирующим здесь кондуктивным теплопере-
носом. Наиболее значимое изменение температурного градиента
происходит в слое D" - области1 тепло- и массообмепа между ядром
и нижней мантией, отличающимися по температуре более чем на
1000°С.
Использование геотермического градиента не всегда эффсктив-
но для изучения процессов в земных недрах. Например, температур-
ный профиль через зону субдукции, содержащий участки как нор-
мального, так и инверсионного геотермического градиента (рис. 1.15),
не отражает характер изменения температуры в погружающейся
плите. В этом случае целесообразно использовать геотермы, связан-
ные с погружающейся плитой, например геотермы ее поверхности
(рис. 1.216). Примечательно, что породы, находящиеся на поверхно-
сти плиты в каждой точке будут отвечать некому геотермического
градиенту (рис. 1.216), он же, в свою очередь, не будет корректно
отражать характер изменения температуры с глубиной.
На основе теплофизического моделирования, а также изучения
древнейших эффузивных пород (базальтов, коматиитов) установле-
но, что температура мантии на глубине 70 км в архейское время пре-
вышала современную (~1360°С) более чем на 200°С (рис. 1.23). В
результате характер эндогенных процессов в архейское и в меньшей
степени протерозойское время заметно отличался от современного.
Например, значительные объемы архейских кратонов сложены ме-
таморфизованными коматиитами - самыми высокотемпературными
вулканическими породами, имеющими ультраосновной состав. Тем-
пература магматического очага, источника палеоархейских коматии-
тов нагорья Барбетон в Южной Африке, достигала 1900°С на глуби-
не ~300 км (100 кбар). Коматииты являются визитной карточкой ар-
хея. В более молодые эпохи - протерозой и мезозой - эти породы
становятся экзотичными, а температуры образования значительно
более низкими. Например, самые молодые (87 млн лет) коматииты
хребта Горгона в Карибском бассейне имели температуру около
1550°С на глубине ~60 км (20 кбар).
Повышенный тепловой поток способствовал процессам ультра-
высокотемпературного (Т > 900°С) метаморфизма, проявленного в
архейских гранулитовых комплексах Индии, Южной Африки, Ан-
тарктиды и других регионов. Повышенные температуры в мантии
способствовали также более глубинной и масштабной, чем в фане-
Розое, магмагенерации. Вследствие этого мощность океанической
коры в архее но некоторым оценкам могла достигать 30 км, что в
несколько раз превышает среднюю мощность современной океани-
ческой коры.
37
a)
О 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000
Температура, °C
Температура, °C
Рис. 1.21. Геотермические градиенты и геотермы: а - гео-
термические градиенты в разных геодинамических обста-
новках (по данным B.Hacker); б — термальная структура зоны
субдукции под островом Сикоку (Hacker et al., 2003) с темпе-
ратурными профилями: Al—А2 - геотерма вдоль поверхности
плиты, Bl—В2 — геотермический градиент; в - геотермиче-
ский градиент и геотерма в зоне субдукции.
38
Тсмиераг) pa, “C
Рис. 1.22. Средние геотермические градиенты в лито-
сфере континентов и океанов и в астеносфере. Геотер-
мический градиент в астеносфере представлен адиаба-
той. По данным (Mierdel et al., 2007; Winter, 2010).
Рис. 1.23. Температура мантии при давлении 30 кбар
(—100 км) в разные геологические эпохи (Herzberg et
al., 2010).
39
1.4. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ДАВЛЕНИЯ ВНУТРИ ЗЕМЛИ
Геологические процессы, протекающие в недрах Земли, проис-
ходят под влиянием трех видов давления: литостатического, стрес-
сового и флюидного.
Литосз этическим (Ps) называется разностороннее давление,
создаваемое весом вышележащих пород. Литостатическое давление
возрастает с глубиной (Л. м) согласно уравнению
Ps = pgh.
где = 9.8 м/сек2 - ускорение свободного падения; р — плотность
кг/м . Литостатичёское давление Рх = 1 кбар = 10* Па создастся трех-
километровой толщей перидотита с плотностью р = 3.3 г/см3. То же
давление создает 3.7-киломстровая толща менее плотных метаосад-
ков (р = 2.7 г/см3).
Флюидное давление (Р/) создается летучими компонентами, та-
кими как CO?, Н2О и др. (см. раздел 1.6), находящимися в межзерно-
вом (поровом) пространстве пород. Флюиды либо привносятся в по-
роду или в расплав извне, либо генерируются in situ. Источниками
флюидов могут быть как кристаллизующиеся или поднимающиеся
расплавы, так и метаморфические породы. Флюиды в метаморфиче-
ских породах могут быть заключены в структуре некоторых минера-
лов (например, биотит содержитаН2О и другие летучие, кальцит -
С СЕ и т.д.), а при низком давлении - в поровом пространстве пород.
Флюидное давление по-разному соотносится с литостатическим
давлением. Например, если в хо/(е реакции дегидратации выделяется
больше водного флюида, чем теряется из породы, то будет созда-
ваться избыточное флюидное давление (Р/ > Ps), которое способст-
вует временному раскрытию пор и/или образованию трещин гидро-
разрыва. По мере удаления флюида из породы его давление будет
снижаться, сначала выравниваясь с литостатическим (Р/ = Рд), а впо-
следствии становясь меньше его (Pf< Ps).
Стрессовое давление является направленным, оно приводит к
механическим (хрупким или пластичным) деформациям горных по-
род. Наиболее явным и масштабным проявлением стресса в мета-
морфических комплексах являются сланцеватость - ориентирован-
ное расположение слоистых минералов (слюд, хлоритов) перпенди-
кулярно стрессовой нагрузке. Стрессовое давление в метаморфиче-
ских процессах до сих пор не рассматривается большинством иссле-
дователей как фактор состояния, определяющий разнообразие мине-
ральных ассоциаций. Тем не менее, результаты численного модели-
рования, полученные Ж.-П. Бюргом и Т.В. Герей (2005), показыва-
ют, что в зонах субдукции возможны отклонения давления от лито-
статического (как в сторону повышения, так и понижения) более чем
в 1.5 раза (рис. 1.24).
40
60
Р,кбар
О F—
1900
погружающаяся плита
мантия
2000
2100
2200
Расстояние, км
Рис. 1.24. Отклонение давления от литостатического в зоне субдукции па
глубине 100 км (на основе данных Burg, Gerya, 2005).
1.5. ФЛЮИДЫ, ИХ СОСТАВ, СВОЙСТВА И РОЛЬ В ПРОЦЕС-
САХ МАГМАТИЗМА И МЕТАМОРФИЗМА
Глубинные растворы и газы, часто находящиеся в надкритиче-
ском состоянии, называются флюидами (от лат. fluidis - текучий).
Несмотря на крайне малые содержания во внутренних оболочках
Земли (табл. 1.1), флюиды играют исключительно важную роль во
многих петрологических процессах, определяя в значительной сте-
пени их характерные особенности и масштаб. Так, флюидные ком-
поненты принимают участие в минеральных реакциях, изменяют
термодинамические условия плавления и кристаллизации, способст-
вуют растворению и переносу компонентов, влияют на реологиче-
ские свойства горных пород и расплавов, обеспечивают адвектив-
ный перенос тепла. Рассмотрим более подробно некоторые из этих
эффектов.
41
1.5.1. Состав флюидов
Наиболее распространенными флюидными компонентами в
земной коре и верхней мантии являются вода (Н2О) и двуокись угле-
рода (СО2). Во флюиде могут также присутствовать О2, NO2, N?,
СН4, СО, Н2, SO2, H2S, NH3, НС1, HF, Н3ВО3, благородные газы и
галогены. Важно отметить возрастающую с глубиной роль восста-
новленных флюидов (СН4, Нэ). Во флюидах могул быть растворены
значительные количества породообразующих и малых элементов, а
также хлоридные. .сульфатные, карбонатные, фторидные и другие
компоненты. -
Состав флюидов устанавливается как прямыми, так и косвенны-
ми методами. Методы газовой хромато1рафии и разнообразные
спектроскопические методы позволяют измерить состав флюида в
эндогенных газовых струях (например, в вулканических фумаролах),
во флюидных микровключениях в минералах, а также непосредст-
венно в образцах горных пород и минералов. Применение термоди-
намики позволяет восстанавливать состав флюидной фазы по мине-
ральным ассоциациям с участием флюидных компонентов, модели-
ровать эволюцию флюидной фазы, учитывая, среди прочего, раство-
римость минералов во флюидах.
Земля - кислородная планета, кислород широко представлен в
ней не только в составе минералов, но и во флюидной фазе, находя-
щейся практически во всех оболо.чках Земли, за исключением ядра.
Несмотря на широкую распространенность, количество свободного
кислорода во флюидах ничтожно мало. Для сравнения отметим, что
если парциальное давление Н2О в магматических и метаморфиче-
ских процессах сопоставимо по абсолютной величине с литостати-
ческим давлением, то давление кислорода ниже литостатического на
многие порядки.
Вместе с тем однокомпонентные флюиды в глубинах Земли ред-
ки. Как правило, природные флюиды — это смеси различных газов и
растворенных в них веществ. Таким образом, флюидное давление
(Ту) создается парциальными давлениями всех летучих компонентов,
находящихся в данный момент в породе или расплаве:
Pt = IP,.
Например, давление водно-углекислого флюида складывается из
парциальных давлений каждого из летучих компонентов
Pf= P\w + РСО2,
где Рн2о и Рсо2 — парциальные давления НгО и СО2 соответственно.
42
f 1.5.2. Свойства флюидов
Жидкости и газы, находящиеся в недрах Земли, отличаются по
своим физико-химическим свойствам от жидкостей и газов на по-
верхности планеты или в атмосфере. Эти отличия прежде всего свя-
заны с высокой сжимаемостью газов под давлением, что обуславли-
вает более сильное взаимодействие молекул газов между собой на
меньших расстояниях. В результате при определенных значениях
давления и температуры в так называемой критической точке свой-
ства газа настолько сближаются со свойствами жидкости, что между
ними исчезает фазовая граница. Состояние вещества выше этих зна-
чений Т и Р называется надкритическим, или флюидным. Например,
критическая точка Н2О располагается при Т = 374.1 °C и Р = 22 МПа,
а критическая точка СО2 при Т = 31.1 °C и Р = 7.36 МПа. Очевидно,
что газы в недрах Земли находятся в надкритическом состоянии и
формируют сложные по составу флюиды.
Свойства газов (флюидов) при высоких давлениях и температу-
рах отличаются от свойств идеального газа, т. е. газа, объем которо-
го зависит от температуры и давления согласно закону Менделеева-
Клапейрона: V = RT/P. Отклонение свойств реальных газов от иде-
ального приводит к тому, что давление, которое создают эти газы в
глубинах Земли, отличается от того давления, которое на них воз-
действует (литостатическос). Отклонение давления газа от внешнего
давления выражается с помощью понятия фугитивность (или лету-
честь), т. е.
где f - фугитивность газа i (измеряется в барах), а Г, - коэффициент
фугитивности. Значения коэффициентов фугитивности меняются в
широких пределах. Намечается следующий ряд коэффициентов фу-
гитивности для газов (при Т= 1270-1470°С)
Н2О < Н2 < NH3 < О2 < H2S < СО2 ~ СО » N2 < СН4.
г Между крайними членами ряда отношение коэффициентов фу-
гитивности достигает 2-3 порядков. Например, при 15 кбар и 1473
С Лтю = 3.101, а ГСН4 = 67.37. Фугитивность кислорода играет важ-
нейшую роль в эндогенных процессах, несмотря на очень низкие
значения ее абсолютных величин. В самом деле фугитивность ки-
слорода в вулканитах находится в диапазоне 1О'3-1О’10 кбар, в более
тлубинных мантийных породах в целом поддерживаются более низ-
кие значения фугитивности кислорода - 10 -10'12 кбар (рис. 1.25).
Снижение фугитивности кислорода обусловлено более восстанови-
тельными условиями, в которых доминируют водородсодержащие
флюиды (СН4 и Пэ). Водород, имеющий крайне малый размер моле-
кулы (7.4-10им), легко проходит сквозь любые горные породы, об-
разуя участки водородной дегазации на поверхности Земли. Источ-
43
ником эндогенного водорода могут быть гидриды металлов, ста-
бильные при Р-Т условиях ядра.
Глобальные изменения окислительно-восстановительных усло-
вий в мантии рассматриваются в настоящее время как один из важ-
нейших механизмов ее плавления («редокс»-плавление).
Рис. 1.25. Положение кислородных буферных реакций на диа-
грамме температура—отрицательный логарифм фугитивности ки-
слорода и положение условий мантийных и вулканических пород
(Foley, 2011). Буферы: NNO - Ni-NiO, QFM - кварц-фаялит-
магнетит, IW - железо-вюстит.
1.5.3. Каталитический эффект
В метаморфических породах часто наблюдается неоднородность
распределения минеральных ассоциаций, относящихся к разным
этапам (термодинамическим условиям) метаморфизма. Это обычно
связано с неравномерным проникновением флюида. Известно нема-
ло примеров, когда горные породы, находясь вне пределов своей
термодинамической устойчивости, даже при высоких ступенях ме-
таморфизма (температуры выше 600°С) остаются неизмененными в
силу кинетических причин. И наоборот, на участках проникновения
в них водосодержащего флюида - катализатора минеральных реак-
ций — горные породы подвергаются полному преобразованию. На-
пример, в комплексе Берген Арк, Норвегия, метаанортозиты пре-
вращены в эклогиты вдоль зон сдвиговых деформаций и трещин
(рис. 1.26а), в которые проникал водосодержащий флюид. Не менее
44
эффектным примером являются так называемые «пятнистые чарно-
кИты»: биотит-амфиболовые или биотит-гранатовые гнейсы с пят-
нами ортопироксеновых гранитов - чарнокитов (рис. 1.266), образо-
ванных на путях миграции водно-углекислого флюида, содержащего
также щелочи и хлориды.
Рис. 1.26. Преобразование горных пород вдоль путей миграции флюи-
дов: а - образование эклогита вдоль трещины в гнейсе, Ю-3 Норвегия
(фото Б. Хакера, www.geol.ucsb.edu/faculty/hacker); б образование чар-
нокитов в гнейсовой толще, Ю. Индия (фото Д. Уотерса
www.earth.ox.ac.uk/~davewa/research/gallery/granulite-gallery.html).
1.5.4. Плавление пород в присутствии флюидной фазы
Многие флюидные компоненты оказывают существенное влия-
ние на Р-Т условия плавления пород, снижая температуры солидуса
и ликвидуса. Прекрасной иллюстрацией сказанному являются ли-
нии «водного» и «сухого» солидусов пород разной крсмнекислотно-
сти, представленные на Р-Т диаграмме (рис. 1.27). Для многих ли-
ний «водного» солидуса характерны знакопеременная зависимость
температуры от давления и как следствие наличие температурных
минимумов. Заметное искривление линий обусловлено понижением
сжимаемости расплавов при высоких давлениях. Каждая линия
«водного» солидуса, в отличие от своего «сухого» аналога, заканчи-
вается при высоком давлении в так называемой второй критической
точке (рис. 1.27). В этой точке исчезает фазовая граница между рас-
плавом и флюидом, а вместо этих фаз существует иная субстанция -
надкритическая жидкость. Эта жидкость обладает миграционной
способностью флюида и концентрациями породообразующих ком-
понентов, сопоставимыми с магматическими расплавами.
45
50
Ф 2-я критическая точка
Рис. 1.27. Солидус при избытке Н2О и в сухих условиях: пе-
ридотита (Till et al., 2012), базальта (Mibe et al., 2011) и гра-
нита (Hermann, 2003). Линии водного солидуса заканчивают-
ся во вторых критических точках.
Температура плавления пород будет снижаться при добавлении
не только воды, но и других флюидных компонентов. Наибольший
эффект достигается при наличии во флюидах таких компонентов,
как HF, LiF, Н3ВО3. Так, литий-фтористые граниты являются одни-
ми из самых низкотемпературных магматических пород на Земле с
температурой кристаллизации 550-650°С. А вот двуокись углерода
оказывает слабое влияние на положение солидуса. Влияние различ-
ных флюидных компонентов на температуры плавления определяет-
ся растворимостью этих компонентов в силикатных расплавах: чем
лучше растворим компонент в расплаве, тем значительнее снижается
температура плавления при его наличии.
Плавление пород в присутствии летучих компонентов контроли-
рует большинство процессов генерации магм в островных дугах и
коллизионных орогенах, в меньшей степени это влияние сказывается
на плюмовом магматизме, где преобладает декомпрессионное плав-
ление.
46
1.5.5. Растворимость компонентов во флюиде
В коровых процессах доминирующую роль играют флюиды
со значительными содержаниями воды и/или диоксида угле-
рода- Однако, как отмечалось выше, в состав флюидов, как
правило, входят многие другие компоненты. Откуда они бе-
рутся? Например, чисто водные флюиды при метаморфизме
существуют лишь в моменты их появления на начальных ста-
диях реакций дегидратации. Впоследствии состав флюида
претерпевает значительные изменения за счет растворения
компонентов вмещающих пород. Растворимость пород (мине-
ралов) во флюиде тем выше, чем выше температура и ниже
давление. Некоторые из компонентов (например, титан) ведут
себя во флюиде инертно, другие же (например, NaCl), наобо-
рот, существенно изменяют физико-химические свойства
флюида.
Состав флюида и степень его воздействия на породы могут
быть самыми разными. При незначительном изменении вало-
вого химического состава пород говорят об изохимическом
метаморфизме, при существенных изменениях — об аллохи-
мическом метаморфизме (от греч. alios - другой). Предель-
ным случаем аллохимического метаморфизма является мета-
соматоз. Метасоматоз (от греч. meta — после; soma — тело) —
эндогенный процесс твердофазового замещения породы под
действием флюида, приводящий к существенному изменению
ее минерального и химического состава. Например, вторич-
ные кварциты могут замещать вулканические породы на пло-
щади в несколько квадратных километров.
Химический состав флюида изменяется не только за счет
растворения вмещающих пород, но также в результате расхо-
дования флюидных компонентов на рост новых минералов.
Это приводит к обогащению флюида некогерентными элемен-
тами, ионные радиусы и заряды которых не позволяют им
входить в породообразующие минералы. Например, в составе
флюидных включений, образованных в ходе эклогитизации
метаанортозитов, обнаружены ураганные концентрации хлора
(303300 ppm), бора (1196 ppm) и свинца (81300 ppm) (Svensen
et al., 1999). Описанный процесс изменения состава флюида
вследствие удаления из него флюидных компонентов называ-
ется десикацией.
47
1.6. ОБЩИЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ПЕТРОГЕНЕЗЕ МАГМАТИ-
ЧЕСКИХ И МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД
В данном разделе остановимся на самых общих вопросах петро-
генеза в его естественной взаимосвязи с глубинными процессами в
недрах Земли.
В отличие от Луны, практически закончившей свое геологиче-
ское развитие более 3 млрд лет назад, петрогенез на Земле продол-
жается на протяжении всей ее истории — от самых ранних этапов
развития и до настоящего времени. Это обусловлено непрскращаю-
щимися конвективными процессами в недрах Земли, в ее внешнем
ядре и мантии. Поверхностным проявлением мантийной конвекции
является тектоника плит.
Восходящие потоки горячего мантийного вещества проявлены
наиболее масштабно в областях дивергенции литосферных плит - в
срединно-океанических хребтах и в рифтовых зонах континентов (на-
пример, в зоне Великих Африканских разломов). Для этих областей
характерен повышенный тепловой поток (рис. 1.20), интенсивный
метаморфизм и высокая магматическая активность, приводящая к
формированию океанической коры. По оценкам Фишера и Шмипке
(Fisher and Schmincke, 1984), области срединно-океанических хребтов
являются самыми крупными «фабриками по производству магмы» на
Земле. Ежегодная магмагепсрация составляет здесь около 21 км
(рис. 1.28), лишь седьмая часть этого объема изливается на поверх-
ность в виде базальтовых лав. Основной же объем магм кристаллизу-
ется на глубине, образуя плутонические и субвулкапические горные
породы океанической коры (рис. 1.3). Ранее отмечалось (раздел 1.2.1,
рис. 1.5), что плавление мантийных перидотитов в областях СОХ обу-
словлено прежде всего декомпрессией пород, а не их разогревом. Повы-
шенные температуры, многочисленные разломы и циркуляция разо-
гретой морской воды создают в областях СОХ (общая протяженность
СОХ около 80000 км) благоприятные условия для малоглубинного (до
7 км, 2 кбар) метаморфического преобразования магматических пород
в широком температурном диапазоне 100 800"С.
Приблизительно десятая часть магматической активности па плане-
те связана с впутриплитной геодинамической обстановкой (рис. 1.28),
где под воздействием мантийных плюмов образуются «I орячие точ-
ки» и крупные магматические провинции (см. также раздел 1.2.5).
Нахождение ряда горячих точек па единых трендах с крупными маг-
матическими провинциями (рис. 1.29) навело ученых па мысль о воз-
можной генетической связи между этими столь разными по масштабу
и характеру извержений магматическими образованиями. В связи с
этим отмечается, что крупные магматические провинции связаны с
подъемом и относительно кратковременным (от долей до миллионов
лет) плавлением крупных диапиров (плюмов). «Горячие точки», на-
48
оборот, являются областями локальной, но продолжительной (десятки
миллионов лет) магмагенерации, свойственной для мантийных диа-
пиров, которые уже растратили значительную часть своей тепловой
энергии и вещества.
Дивергентные
Конвергентные
границы
океанические границы
(зоны сп рединга)
Рис. 1.28. Глобальная магмагенерации вулканических и плутонических
пород в разных геодинамических обстановках (Best, 2003; Fisher,
Schmincke, 1984, с изменениями).
Рис. 1.29. Карта распределения крупных магматических провинций
(подписаны, цифры - возраст в млн лет, Greene et al., 2010). Желтым
Цветом показаны континентальные провинции, оранжевым - океаниче-
ские, красным горячие точки и связанные с ними магматические про-
винции.
49
Подъем горячего мантийного вещества компенсируется погруже-
нием в мантию холодных литосферных плит в областях конвергенции
плит (зонах субдукции и коллизии). Возникающие при этом конвек-
тивные ячейки в мантии, по мнению большинства исследователей,
достигают основания переходной зоны мантии. Но есть сторонники и
более масштабной конвекции, охватывающей всю мантию. Для зон
субдукции характерна высокая сейсмичность и активный вулканизм.
Ежегодно в этой, обстановке образуется около 8.6 км' магмы, что со-
ставляет около четверти общего объема магм, генерируемых на Земле
(рис. 1.28). Доля вулканитов в зонах субдукции не превышает 7 объ-
емных %. Частичное плавление пород в зонах субдукции связано со
значительным снижением температуры их солидуса за счет притока
водного флюида, выделившегося из пород погружающейся океанской
плиты. Частичному плавлению в этой обстановке отчасти подверга-
ются породы погружающейся плиты (метаосадки и метабазиты), но
главные объемы магматического вещества формируются при плавле-
нии перидотитов надсубдукционной мантии (рис. 1.16).
Магматизм и внутриплитные землетрясения в зонах субдукции
обусловлены главным образом метаморфическими процессами. Суб-
дуцирующие литосферные плиты содержат огромные количества ле-
тучих компонентов (ЕЬО, СО2, С1 и др.), находящихся в структуре ми-
нералов осадочных и магматических пород океанической литосфер-
ной плиты. Возрастание температуры и давления в плите в ходе ее
погружения в мантию вызывает метаморфические реакции дегидрата-
ции и декарбонатизации. Выделяющиеся при этом флюиды мигриру-
ют через породы коры и устремляются в вышележащую мантию. Вос-
ходящие флюидные потоки приводят к масштабным преобразованиям
пород как субдуцирующей коры, так и вышележащей мантии, прояв-
ленным в виде:
• растворения и переотложения компонентов (SiO2, AI2O3,
Na2O, К2О, Cl, REE1, LILE1 2 и др.).
• смены минеральных парагенезисов;
• частичного плавления пород вплоть до образования магмати-
ческого фронта.
Следует подчеркнуть, что метаморфизм в зонах субдукции не ог-
раничивается преобразованием пород океанической (континенталь-
ной) коры и части надсубдукционной мантии, в которую проникают
метаморфические флюиды. В составе погружающейся плиты преоб-
ладают породы литосферной мантии, которые при возрастающем дав-
лении и температуре также будут подвергаться метаморфическим
1 REE - редкоземельные элементы (Rare Earth Elements (La, Се .. Yb, Lu)).
2 LILE - крупноионные литофильные элементы (Large Ion Lithophile Elements
(K, Rb, Sr и др.))
50
преобразованиям. Более того, в последние годы существует опреде-
ленный консенсус в отношении того, что погружение литосферной
плиты инициирует конвекцию в висячем крыле мантии. В результате
мантийные породы (перидотиты, пирокссниты) могут увлекаться кон-
вективным течением до глубин'переходной зоны мангии (410-650
км) или глубже, подвергаясь на пути своего следования метаморфиче-
ским преобразованиям. Таким образом, большинство перидотитов и
пироксенитов, слагающих современную мантию Земли, имеют мета-
морфический генезис. Поэтому, рассматривая в учебной литературе
перидотиты и пироксениты в разделе магматических горных пород,
мы больше следуем сложившейся традиции, чем современному уров-
ню знаний в области петрологии мантии.
В целом же большинство магматических и метаморфических про-
цессов на Земле является своеобразной реакцией на перемещение ве-
щества и энергии. Так проявляется стремление планета к глобально-
му равновесию, которое не будет достигнуто до тех пор, пока в ее не-
драх существует конвекция.
ГЛАВА 2.
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ПЕТРОЛОГИИ
Давис Янг в своей замечательной книге «Mind over magma»
(2003) отмечает, что для возникновения петрологии как науки было
необходимо три условия: 1) наличие горных пород; 2) существова-
ние человека; 3) наличие метода, позволяющего получать и накап-
ливать знания о происхождении горных пород. Магматические и
метаморфические горные породы формируются начиная с самых
ранних этапов развития Земли (около 4.5 млрд лет), современный с
точки зрения анатомии человек существует уже больше 100 тыс. лет.
Толчком для начала накопления знаний о процессах формирования
горных пород стали зрелищные извержения вулканов, при которых
формируются лавы, туфы, пемзы и др. Начиная с каменного века
(2.6 млн лет назад) использовались каменные орудия, сделанные из
горных пород, для ножей и наконечников стрел применялся обси-
диан, т.е. древние люди накапливали и передавали из поколения в
поколение знания о распространении тех или иных горных пород.
В неолитическом поселении около местечка Чатал-Хююк (Анатолия,
Турция) около 7.5 тыс. лет до н.э. жители занимались производством
на обмен или продажу ножей, наконечников для копий, коротких
мечей из обсидиана и даже сохранился наскальный рисунок, на ко-
тором изображен вулкан во время извержения.
В Древнем Египте, Индии, Вавилоне, Греции, Риме и других ран-
них цивилизациях изучались свойства горных пород, использовав-
шихся для возведения храмов, пирамид, создания скульптур и укра-
шений. Считается, что название «базальт» произошло от древнеэфи-
опского слова, обозначающего черный камень, а сиенит получил
название от места Ассуан (в древности Сиене) - города в среднем
течении Нила, из которого доставлялись крупные каменные блоки
для строительства. Во всех древних мифологиях так или иначе упо-
минаются извержения вулканов, что отражает интерес людей того
времени к петрологическим процессам.
Практически все крупные естествоиспытатели средневековья
(Г. Агриколла, Г. Галилей, Р. Декарт, И. Ньютон) обсуждали в своих
трактатах происхождение горных пород, особенный интерес для
ученых того времени представляли вулканические породы и метео-
риты. Современная петрология зародилась в споре между нептуни-
стами и плутонистами в XVIII - начале XIX в. Нептунисты считали,
что все горные породы представляют собой осадки древнего океана,
тогда как плутонисты считали, что большинство пород образовалось
из магмы на глубине или поверхности Земли. В этом споре, длив-
шемся почти столетие, зародились первые петрологические методы
и систематики горных пород.
52
Принцип классификации горных пород по их минеральному со-
ставу был предложен независимо друг от друга русским исследова-
телем Василием Михайловичем Севергиным (1765—1826) и фран-
1 цузским ученым Александром Броньяром (1770-1847). А.Броньяр
* оПисал минеральный состав нескольких десятков пород, распро-
страненных во Франции. Первые систематические классификации
пород принадлежат Карлу Линнею (1707-1778), Абраму Готтлобу
4 Вернеру (1749-1817). Термины «петрология» и «петрография»
I появились одновременно, их авторство принадлежит Джону Пин-
I Кертону (1758-1826). В своем «Трактате о породах» (1811) он упот-
ребляет их как «petrology» и «petrography», а современное звучание
эти термины получили во второй половине XIX в.
Первые петрологические эксперименты были проведены во вто-
рой половине XVIII в. Джеймс Кейр (1735 - 1820), шотландский гео-
|лог и химик, проводил эксперименты (1788 — 1789) на своей фабрике
по производству стекла и показал, что при застывании расплавлен-
ной стеклянной массы могут образовываться кристаллы и образуют-
ся текстуры, похожие на природные базальты. Джеймс Холл (1761 -
1832) провел первые эксперименты по плавлению природных образ-
цов. Он плавил щебенку из карьера около Эдинбурга, камни из сте-
ны Эдинбуржского замка и образцы с Везувия и Этны. Во всех слу-
чаях при быстром остывании получалось черное стекло, а при мед-
ленном зернистая масса. Роберт Кеннеди на рубеже XVIII и XIX
4 вв. произвел первые химические анализы силикатных горных no-
fl род. Он проанализировал 5 образцов базальтов со столбчатой отдель-
W ностью и показал, что содержания крсменезема в них варьируют от
46 до 51 мас.%, глинозема 16-19 мас.% и т.д.
л Первая половина XVIII в. характеризуется научными кругосвст-
fl ными экспедициями, в которых участниками описывались и изу-
В чались разнообразные горные породы. Российские экспедиции
И.Ф. Крузенштерна (1803-1806) и Ф.Ф. Белинсгаузена (1819-1921)
открыли Антарктиду и десятки вулканических островов. Экспеди-
ции с участием А. Гумбольдта, Г. Розе и Л. фон Буха в Южную Амс-
g рику и в Россию привели к описанию многих пород, например андс-
1 зитов (в Андах) и миаскитов (на Южном Урале). Отдельное место
1 занимает английская кругосветная экспедиция на судне Бигль (1831-
•836) с участием Чарльза Дарвина (1809-1882) во время которой не
Я Т°лько родилась идея эволюции биологических видов, но были ото-
fl Раны и описаны многие породы океанических островов. Изучая
вУЛканические породы, Ч. Дарвин предложил гипотезу происхожде-
, ния вулканических островов, которая является прототипом соврс-
нной гипотезы «горячих точек».
Примерно в это же время, в первой половине XVIII в., зарожда-
ь основы микроскопического исследования минералов и горных
Р°Д. Хорошо известно, что первый микроскоп был сконструиро-
53
ван в 1590 г. голландцем Гансом Янсеном, а в развитии теории и
практики оптической микроскопии участвовали такие ученые как
Галилео Галилей (1554-1642), Рене Декарт (1596-1650), Исаак Нью-
тон (1643-1727), Роберт Гук (1635-1703), Антони ван Левенгук
(1632-1723), Огюстен Френель (1788-1827). Однако Хэмфри Дэви
(1778-1829) был первым, кто применил микроскоп для изучения ми-
нералов и флюидных включений в них. Он вскрывал включения в
минералах с помощью тонких сверл в разных жидкостях - вода,
масло, ртуть; исследовал газ, выделяющийся из включений, по сжи-
маемости в ртути и масле, а жидкости исследовал химически. X. Дэ-
ви доказал, что во многих изученных включениях содержится не
морская вода, а слабые водные растворы, сходные с теми, которые
могут быть в вулканических фумаролах. В статье, опубликованной в
1822 году, он рассматривает возможность кристаллизации минера-
лов с образованием включений из водяного пара. В 1828 году шот-
ландский геолог и минералог Вильям Николь сконструировал на
основе кристалла исландского шпата первый поляризатор (призму
Николя) и стал изучать крупные кристаллы минералов в проходя-
щем поляризованном свете.
Генри Клиффорд Сорби (1826 - 908), использовав призму Нико-
ля, сконструировал поляризационный микроскоп и в 1849 г. первым
стал изучать тонкие шлифы горных пород с помощью поляризаци-
онного микроскопа. Г. Сорби выбрал «толщину шлифов приблизи-
тельно 25 мкм. Первым объектом исследований была галька с бере-
га, и эта работа была представлена в 1849 г. в Шеффилде и опубли-
кована в 1851 г. Лондонским королевским обществом. Работы 1853,
1856, 1858 гг. считаются началом классической петрографии, а Ген-
ри Сорби — ее отцом-основателем. Сам Сорби вспоминал в более
поздние годы: «В те ранние времена люди смеялись надо мной. Они
цитировали Соссюра, который сказал, что это неправильно исследо-
вать огромные горы с помощью микроскопа, и издевались над
моими действиями каждый день. К счастью, я не обращал на это
внимания».
Несмотря на скептицизм многих маститых ученых того времени,
работы Г. Сорби всколыхнули волну по всему научному миру, так
как дали полноценный научный метод для петрографических иссле-
дований и для точной диагностики минералов. В научных державах
того времени (Германии, Австрии, Франции, Швеции и Англии)
многие молодые геологи стали широко применять микроскопиче-
ские методы для описания горных пород. Этот метод развился столь
широко, что поляризационный микроскоп стали называть петрогра-
фическим, а методы микроскопического изучения — петрографиче-
скими методами.
Яркими представителями немецкой петрографической школы явля-
ются Герман Фогельзанг (1838-1874), Фердинанд Циркель (1838-
54
1912), Карл Генрих (Гарри) Розенбуш (1836-1914) - классические
петрографы, создавшие основу классификации горных пород. Фер-
динанд Циркель первый создал систематичное петрографическое
описание горных пород с использованием микроскопии и наряду с
этим описывал включения в минералах. Основателями французской
петрографической школы считаются Огюст Мишель-Леви (1844-
1911) и Альфред Лакруа (1863-1948), сочетавшие тонкие петрогра-
фические исследования с систематизацией огромного петрографиче-
ского материала, собранного в экспедициях по всему миру.
Выдающийся русский геолог Александр Петрович Карпинский
{1846-1936) одним из первых в России (1869) применил микроскоп
•для изучения горных пород. Евграф Степанович Федоров (1853—
1919) известен не только как автор пространственных групп симмет-
рии (групп Федорова). Он впервые (в 1893 г.) применил в микроско-
пии теодолитный метод, позволяющий поворачивать шлиф в любом
направлении. Теодолитный столик для микроскопа (столик Федоро-
ва) позволяет очень точно определять оптические константы мине-
ралов, и его модификации используются до сих пор. Франц Юльевич
Левинсон-Лессинг (1861-1939), пройдя после окончания Санкт-
Петербуржского университета стажировку в Германии, перенес
стиль и достижения немецкой петрографической школы в Россию.
Так как Ф.Ю. Левинсон-Лессинг работал профессором нескольких
российских университетов и возглавлял различные научные инсти-
туты, его многочисленные ученики создали обширную российскую
петрографическую школу.
Одним из принципиально важных направлений любой науки,
занимающейся изучением природных объектов, является системати-
ка и классификация этих объектов. Как уже было сказано, первые
научные классификации горных пород, основанные на их минераль-
ном составе, были предложены в конце XVIII в. В XIX в. развитию
количественно-минеральных классификаций способствовало разви-
тие методов оптической микроскопии. Описательные классифика-
ции Фердинанда Циркеля (1866, 1873), Карла Генриха Розенбуша
(1873, 1877), Франца Юльевича Левинсон-Лессинга (1893, 1897),
Альфреда Лакруа (1893), Вальдемара Бреггера (1894) основывались
на микроскопическом описании горных пород, с количественным
определением минерального состава и применением структурно-
текстурных принципов разделения различных классов пород.
К началу XX в. описательная петрография уже включала в себя
несколько тысяч пород, а курс петрографии того времени занимал
90 часов на изучение различных приемов классификации пород и
Мет°Дов их описания. Развитие химии позволило перевести количе-
Сгвеннь|й силикатный анализ из раздела тонкого искусства в рутин-
ные методы исследования горных пород, и тут же появилась идея
ассификации горных пород по химическому составу. Эта идея за-
55
манчива тем, что полностью количественный подход позволяет вве-
дение однозначной классификации. Деление горных пород на ульт-
раосновные, основные, средние и кислые по содержанию кремнезе-
ма было введено Ф.Ю. Левинсоном-Лессингом в серии работ 1890-
1900 гг. В 1891 г. О. Ланге выделил среди магматических горных
пород щелочную (Na2O + К2О > СаО) и известковую (Na2O + К2О <
СаО) группы. В 1892 г. Дж. Иддингс наряду с термином «щелочные»
ввел в употребление термин «субщелочные» породы. Г. Розенбущ
(Rosenbusch, 1910) на основании минералогических и химических
критериев выделил породы щелочного и известково-щелочного ря-
дов. Эти работы можно считать началом такого раздела петрологии,
как петрохимия. Основатели американской петрографической шко-
лы Кросс, Иддингс, Пирссон и Вашингтон в 1902 г. предложили ме-
тод пересчета химического анализа породы на условный минераль-
ный состав, что могло послужить основой совмещения минералоги-
ческой и химической классификации. Этот метод пересчета назван
по первым буквам авторов CIPW и применяется в классификацион-
ных целях и в настоящее время. На протяжении XX в. происходила
разработка новых и детализация уже существующих петрохимиче-
ских методов. Однако, многие петрографу XIX и XX вв. (Е.С. Федо-
ров, Г. Розенбуш, А.Н. Заварицкий, Б.М. Куплетский, X. Йодер,
А. Штрекайзен) справедливо отмечали, что химический состав явля-
ется только одной из характеристик горнрй породы и не может быть
единственным критерием классификации.
Современные петрологические методы, позволяющие сделать ко-
личественную оценку условий образования, начали формироваться в
первой половине XX в. Норман Леви Боуэн (1887—1956) считается
отцом экспериментальной петрологии. Он впервые применил зака-
лочный метод эксперимента, что позволило изучать высокотемпера-
турные системы и получить первые диаграммы плавкости для маг-
матических систем. Боуэн проводил эти эксперименты при атмо-
сферном давлении, но к тому времени уже существовали установки
Бриджмена (Bridgman, 1914), которые позволяли создавать давление
до 1 ГПа. В экспериментальной петрологии установки высоких дав-
лений стали использоваться с 1930-х гг. и почти сразу привели к
открытиям высокобарных полиморфных модификаций минералов.
В 1954 г. Ховардом Холлом был впервые синтезирован алмаз (дав-
ление > 4 ГПа), в 1961 г. С.М. Стишовым и С.В. Поповой синтезиро-
вана высокоплотная модификация кремнезема при 11 ГПа, позднее
названная стишовитом, а в 1976 г. превышено давление в 100 ГПа.
Экспериментальные работы X. Йодера, А. Рингвуда, Д. Грина и мно-
гих других позволили объяснить сейсмические данные по глубин-
ному строению Земли с петрологической точки зрения. В настоящее
время давления, получаемые в эксперименте, могут превышать дав-
56
ление в центре Земли (около 360 ГПа), а температуры эксперимен-
тов достигают 5000 К.
Техническая петрография возникла на,стыке экспериментальной
петрологии и производственных отраслей. Ее основателем является
Дмитрий Степанович Белянкин (1876-1953), а в МГУ это направле-
ние организовал и долгие годы возглавлял Сергей Дмитриевич Чет-
вериков (1892-1972). Исследование искусственных материалов пет-
рологическими методами позволило существенно развить производ-
ственные методы получения керамики, стекла, огнеупоров и многих
других материалов.
Петрология метаморфических горных пород началась с дискус-
сии о зональных метаморфических комплексах, картированных Бэр-
роу (Barrow, 1893; Barrow, 1912) в Шотландии. Обнаруженная им
зональность заключалась в закономерной смене минерального со-
става метаморфических пород в одной и той же первично осадочной
толще. Зональность, сходная с «зонами Бэрроу», была найдена во
многих других орогенных поясах. Классические работы Виктора
Гольдшмидта (Goldschmidt, 1911) по контактовым роговикам Норве-
гии являются первой попыткой применения термодинамики при
изучении метаморфических пород. Пенти Эскола (Eskola, 1915)
предположил, что метаморфические породы меняют свой минераль-
ный состав в зависимости от условий (температуры и давления), и
ввел понятие «фация метаморфизма». К одной и той же фации мета-
морфизма относятся породы, сформировавшиеся при одних и тех же
условиях, что определяет их минеральный состав. Эскола выделил
пять фаций метаморфизма (Eskola, 1915): зеленые сланцы, амфибо-
литы и гранулиты формируются при относительно низких давлени-
ях, глаукофановые сланцы и эклогиты — при высоких. Тилли (Tilley,
1924) ввел понятие «степень метаморфизма» и предложил термин
«изограды» для картирования зональных метаморфических ком-
плексов. Норман Боуэн (Bowen, 1940) предложил использовать РТ-
диаграммы с нанесенными линиями минеральных реакций для оцен-
ки условий метаморфизма. Поскольку минеральный состав мета-
морфической породы зависит не только от условий метаморфизма,
ио и от химического состава исходной породы, он предложил по-
строить такие диаграммы для каждого типа исходных пород. Тео-
рию метаморфических фаций на основе анализа минеральных рав-
новесий разработал Д.С. Коржинский (Коржинский, 1940). Этот под-
ход получил широкое развитие в работах В.С. Соболева (Соболев,
"70), Яна Кармайкла (Carmichael, 1970), А.А. Маракушева (Мара-
кУШев, 1970), С.П. Кориковского (Кориковский, 1979) и многих дру-
г"х исследователей, что привело к разработке детальных схем мета-
морфических фаций для главных типов пород.
Термодинамический анализ природных процессов стал возможен
лаг°даря работам Дмитрия Сергеевича Коржинского (1899-1985).
57
Сформулированные им в 1930-1940-е гг. принципы локального рав-
новесия и дифференциальной подвижности компонентов позволили
применить аппарат равновесной термодинамики для анализа мине-
ральных реакций и перейти к количественному определению физи-
ко-химических параметров.
Первые исследования сопряженного изменения состава минера-
лов в зависимости от степени метаморфизма принадлежат Д.С. Кор-
жинскому. В монографии, посвященной парагенетическому анализу
кристаллических пород Прибайкалья, Д.С. Коржинский (1936) рас-
смотрел соотношение железистостей (Fe/(Fe+Mg)), сосуществующих
ортопироксена и биотита в парагенезисе с кварцем, силлиманитом и
щелочным полевым шпатом в зависимости от температуры. Состав-
ленная им качественная диаграмма «температура-железистость»
системы была первой попыткой создания своеобразного минерало-
гического термометра.
Спустя десятилетие, ничего не знающий о работах Д.С. Коржин-
ского Ирвинг Фридман (Friedman, 1949), предложил использовать
составы совместно кристаллизовавшихся минералов для количест-
венного определения температуры геологических процессов, и уже в
1951 г. появилось два первых геотермометра: двуполевошпатовый
термометр Барта, основанный на температурной зависимости рас-
творимости альбита в щелочном полевом шпате (Barth, 1951), и оли-
вин-ортопироксеновый термометр, основанный на распределении
Mg и Fe (Ramberg and De Vore, 1951). В 60-е гг. появилась целая се-
рия геотермометров и геобарометров как для магматических (Kretz,
1963; Lindsley, 1963; Перчук, 1965), так и для метаморфических по-
род (Перчук, 1970 и ссылки в ней). В настоящее время для многих
.минеральных реакций существуют десятки различных уравнений,
описывающих их зависимость от температуры и давления. Леонид
Львович Перчук (1933-2009) создал систему взаимосогласованных
геотермометров и геобарометров, с помощью которых стало воз-
можно определять не только температуру и давление для всей поро-
ды, но и эволюцию условий метаморфизма в отдельно взятом образ-
це.
Появление локальных методов анализа, позволяющих получить
химический состав и другие характеристики в отдельном зерне или
даже в отдельной зоне минерала, позволило петрологам перейти на
качественно новый уровень количественной интерпретации природ-
ных данных. Электронный микрозонд начал применяться в петроло-
гических целях в начале 1970-х, ионный зонд - в конце 1980-х, масс-
спектрометры, совмещенные с лазерной экстракцией вещества - в
середине 1990-х гг.
Заложенные Д.С. Коржинским и другими учеными теоретические
основы петрологии, точные количественные данные об условиях
минералообразования и протекания геологических процессов созда-
58
лИ условия для численного моделирования геологических процес-
сов. Бурное развитие вычислительной техники в 1990-х и 2000-х гг.
позволило создать и рассчитать петрологические модели различных
геодинамических процессов, и на сегодняшний день это одно из са-
мых активно развивающихся направлений петрологии.
। Применение петрологических методов к другим объектам дало
волчок к возникновению разделов петрологии на границе со смеж-
ными науками: изучением метеоритов и грунта с других небесных
тел занимается планетология (космическая петрология), изучением
техногенных процессов и искусственных материалов занимается
материаловедение (техническая петрология). Петрология является
одной из немногих геологических наук, твердо базирующихся на
фундаментальной физике и химии. Поэтому область применения
пегрологии постоянно расширяется, круг объектов постоянно растет,
а петрологические методы переживают стремительное развитие уже
на протяжении последних 150 лет.
ГЛАВА 3.
ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ПЕТРОЛОГИИ
В главе 1 подчеркивалось, что петрология тесно связана с фунда-
ментальными науками - физикой и химией. Именно эта связь транс-
формировала описательную петрографию в петрологию — науку о
горных породах и процессах их формирования. Важно не только
дать внешнюю характеристику горным породам, но и оценить (рас-
считать) физико-химические условия, при которых образовались эти
породы. Главным образом под этими условиями подразумевают
температуру и давление. Однако также немаловажно оценивать воз-
действие и иных факторов, например роль летучих компонентов
(Н2О, СО?, О2 и др.).
Возможны различные подходы к решению проблемы оценки фи-
зико-химических условий природных петрологических процессов.
Все эти подходы отталкиваются от очевидного факта, что минералы,
слагающие горные породы, а также газы, растворы, расплавы, взаи-
модействующие с ними или их порождающие, являются химически-
ми веществами с определенными составами, строением и свойства-
ми, к которым применимы все* законы химических и физических
превращений. Выявив закономерности изменения составов минера-
лов и связав эти закономерности с вариациями температуры, давле-
ния и других факторов с помощью законов физической химии, мож-
но получить достаточно полную информацию об условиях формиро-
вания минеральных ассоциаций. Это стало особенно ясно после
внедрения в практику петрологии локальных методов исследования,
таких как электронный микрозонд или различные методы спектро-
скопии, с помощью которых удается изучить вариации состава ми-
нералов и их строения в пределах отдельных зерен.
Оценки физико-химических условий петрологических процессов
невозможны без «калибровки» эффектов изменения состава и
свойств минералов, газов, растворов, расплавов на основе экспери-
ментальных данных для синтетических систем, близких к природ-
ным. Именно экспериментальная петрология и минералогия позво-
ляют выяснить, каким физико-химическим условиям соответствуют
данные минеральные ассоциации, а также получить физико-
химические константы для минералов, газов, растворов, расплавов.
В свою очередь, имея достоверную информацию об эволюции физи-
ко-химических условий образования минеральных ассоциаций, ис-
следователь получает возможность интерпретации этой эволюции в
рамках геодинамических моделей целых комплексов пород.
Основой физико-химической петрологии является положение о
том, что петрологические процессы проходят при своей эволюции
множество стадий и этапов, в течение которых природные системы
стремятся прийти в равновесие с внешними условиями. Разделом
60
физической химии, который рассматривает превращения различных
форм энергии при стремлении физико-химических систем к равно-
весию, является термодинамика. Поэтому, описывая основы физи-
ко-химической петрологии, необходимо знать основные понятия и
определения термодинамики и ее начала.
3.1. ОСНОВНЫЕ ПОНЯТИЯ И ОПРЕДЕЛЕНИЯ ТЕРМОДИНАМИКИ
Термодинамическая система - это совокупность физико-
химических объектов, границы которой определяются задачами
исследования.
Из этого определения следует, что в качестве объектов могут вы-
бираться как отдельные атомы, так и минералы, расплавы, флюиды,
горные породы и их совокупности. В качестве примера рассмотрим
гранит, состоящий из плагиоклаза, щелочного полевого шпата, квар-
ца и какого-нибудь темноцветного минерала (биотита, амфибола).
Если задача исследования состоит в изучении состава и свойств пла-
гиоклаза из гранита, то и система будет ограничена лишь зернами
(или даже их фрагментами) этого минерала, а другие составляющие
породы могут не приниматься во внимание. Если же перед исследо-
вателем стот вопрос изучения перераспределения компонентов ме-
жду плагиоклазом и щелочным полевым шпатом, то и границы сис-
темы расширятся на зерна обоих минералов. А если стоит задача
определения условий формирования всей горной породы, то иссле-
дователь не может ограничиться лишь двумя минералами, а должен
рассматривать всю породу в целом.
При рассмотрении петрологических задач в большинстве случаев
изучают системы, состояние которых определяется тепловыми, ме-
ханическими и химическими процессами, тогда как электрические,
магнитные, гравитационные процессы могут учитываться только в
особых случаях. В термодинамике выделяют три типа систем по их
отношению к окружающей среде (рис. 3.1).
Изолированные системы - это системы, которые не могут
изменять объем и не обмениваются с окружающей средой
энергией и веществом. Очевидно, что подобные системы
редки или вообще не реализуются в природе.
Закрытые системы — это системы, обменивающиеся с ок-
ружающей средой энергией, но не веществом. Такие систе-
мы могут реализовываться в природе. Примером тому явля-
ется изохимичсский метаморфизм - процессы преобразова-
ния горных пород под воздействием температуры и давле-
ния, но без заметного изменения их состава. Закрытые сис-
темы являются основой экспериментального изучения пет-
рологических процессов, когда исследуемая система ограни-
чена объемами инертной по отношению к системе капсулы,
не пропускающей вещества извне, но передающей темпера-
туру данной системе в экспериментальной установке.
Открытые системы это системы, способные обменивать-
ся с окружающей средой и энергией, и веществом. К этому
типу принадлежит большинство природных систем. Типич-
ным примером открытых систем является преобразование
пород под воздействием разнообразных флюидов и раство-
ров на фоне меняющихся температуры и давления. Такие
процессы называются метасоматическим.
энергия
Изолированная система
вещество
Закрытая система
вещество
шер гн я
Оз крытая сисзема
Рис. 3.1. Типы термодинамических систем:
изолированные, закрытые, открытые.
Каждая система состоит из одной или нескольких фаз.
Фаза это однородная часть системы с определенными физико-
химическими свойствами, имеющая физическую границу раздела,
отличающаяся от других частей системы свойствами и/или соста-
вом и способная обмениваться с ними своими составными частями.
62
Поскольку между фазами в системе существуют поверхности
раздела, то фазы могут быть отделены друг от друга механически,
gee минералы, расплавы, газы, растворы в петрологических систе-
мах _ это фазы систем с точки зрения термодинамики. Например, на
рис. 3.2 показана система, возникшая в результате эксперимента и
состоящая из четырех фаз: стекла, представлявшего собой силикат-
ный расплав в условиях эксперимента, двух кристаллических фаз и
сферического флюидного включения в стекле. Все эти фазы имеют
четкие поверхности раздела и могут быть отделены друг от друга.
Заметим, что флюидное включение в стекле содержит многочислен-
ные фазы, возникшие при закалке высокотемпературного флюида
сложного химического состава. Тем не менее очевидно, что эти фазы
не имеют отношения к фазовому составу системы в условиях экспе-
римента, а отражаю! процессы закалки.
Рис. 3.2. Полифазная система, вклю-
чающая расплав (1), кристаллические фа-
зы (минералы) (2,3) и флюид (4).
Каждая фаза в системе сложена из одного или нескольких компо-
нентов. С термодинамической точки зрения компоненты системы -
эт<> индивидуальные химические соединения, необходимые для опи-
сания (образования) всех фаз данной системы. Концентрации ком-
понентов в фазах могут быть как постоянными (фазы постоянного
состава), так и переменными (фазы переменного состава). Напри-
МеР, кварц, SiO2, часто в петрологических построениях рассматрива-
лся как фаза постоянного состава. В то время как полевые шпаты,
сл*°ды, амфиболы, пироксены и другие минералы меняют свой со-
став в зависимости от условий, а значит, являются фазами персмеи-
Ног° состава. Большинство природных расплавов и флюидов - это
63
фазы сложного переменного состава. Для кристаллических фаз пе-
ременного состава часто применяют термин «твердые растворы», 0
которых будет говориться ниже в этой главе. Для отдельной систе-
мы компоненты могут быть определены различными способами.
Например, в системе, в которой присутствует лишь одна фаза, ром-
бический пироксен (Mg, Fe)2Si2OM могут быть выбраны следующие
компоненты: 1) Mg2 , Fe2+, Si4', О , 2) MgO, FeO, SiO2; 3) Mg2Si2O(1,
Fe2Si2O6. Однако для описания данного пироксена можно ограни-
читься лишь набором компонентов (3). И в этом случае мы прихо-
дим к понятию числа независимых компонентов, которое согласно
Д.С. Коржинскому (1973), определяется как наименьшее число тех
химических составных частей, комбинацией (сложением или вычи-
танием) которых могут быть получены составы всех возможных
фаз системы, включая фазы переменного состава. Например, для
системы, включающей четыре фазы: пироп, Mg3Al2Si3Oi2; кордие-
рит, Mg2A14Si5O|8; силлиманит, Al2SiO5; кварц, SiO2, число незави-
симых компонентов буде равно 3, т. е. MgO, А12О3, SiO2, поскольку
именно из этого минимального набора компонентов можно «постро-
ить» составы всех фаз данной системы.
Независимость компонентов исключает возможность реакций,
при которых одни компоненты появляются за счет других. Иначе
говоря, в закрытых системах количество независимых компонентов
постоянно. Выявление видов и количеств независимых компонентов
при превращениях в любой системе является важной задачей при
изучении этой системы.
Понятия «фаза» и «компонент» описывают состав системы. По
числу компонентов системы разделяются на однокомпонентные или
многокомпонентные (двухкомпонентные, трехкомпонентные и т.д.),
а по числу фаз - на однофазные (гомогенные) или мно-
го(поли)фазные (гетерогенные). На рисунке 3.2 показана полифаз-
ная система. Магматические и метаморфические породы, процессы
образования и преобразования которых изучает петрология, являют-
ся, гетерогенными системами. Имея определенный состав, все тер-
модинамические системы существуют в условиях определенных па-
раметров — величин, при помощи которых может быть описано со-
стояние системы в любой отдельный взятый момент, ее тепловые,
механические и химические свойства. В зависимости от характера
величин параметры системы могут быть интенсивными и экстен-
сивными.
Интенсивные параметры - это такие параметры, которые не за-
висят от массы, размера или числа частиц в системе. К таковым
относятся, например, температура (Г) и давление (Р). Каждому ин-
тенсивному параметру системы соответствует свой экстенсивный
параметр - это параметр, который зависит от массы или числа
частиц в системе. Например, давлению (Р) соответствует объем (
64
температуре (7) - энтропия (S). Понятие объема вполне очевидно:
0 пространство, которое занимает тело или система. Энтропия же —
эТо мера разупорядоченности (случайности) термодинамической
системы. Болес подробно понятйе энтропии будет разъяснено ниже.
3.2. НАЧАЛА ТЕРМОДИНАМИКИ
Произведение интенсивного параметра на изменение экстенсив-
ного параметра определяет изменение энергии системы. Так, произ-
ведение
PdV = dA
(3.1)
определяет изменение механической энергии (А, работы) системы по
изменению объема, а произведение
TdS = dQ
(3-2)
определяет изменение тепловой энергии (0 системы. Иначе говоря,
интенсивный параметр (давление, температура) является движущей
силой процесса, а процесс проявляется в изменении экстенсивного
параметра. В этом состоит симметричность термодинамических
параметров: любой термодинамический процесс характеризуется
парой сопряженных параметров, один из которых интенсивный, а
другой - экстенсивный.
Обсуждая два вида параметров термодинамических систем, важ-
но указать, что они различаются по свойству аддитивности (слагае-
мости). Так, экстенсивные параметры (объем, энтропия) обладают
этим свойством: объем или энтропия всей системы равна сумме объ-
емов или энтропий отдельных ее частей. Для объема это свойство
очевидно. Изменения энтропии природных систем могут быть свя-
заны с различными процессами: изменением температуры (терми-
ческая энтропия), распределением атомов в структурах фаз, входя-
щих в систему {конфигурационная энтропия), смешением атомов в
структурах фаз (энтропия смешения) или другими процессами (маг-
нитными, гравитационными и т.д.). Суммарная энтропия системы
будет определяться вкладом всех перечисленных видов энтропии.
Интенсивные параметры свойствами аддитивности не обладают.
Действительно, если привести в контакт два зерна минерала, нагре-
тых до 500 и 700°С, соответственно, температура системы не подни-
мется до 1200°С.
Как же связаны между собой изменения в системах, где соверша-
йся работа (3.1) и передается (выделяется) тепло (3.2)? Для ответа
на этот вопрос рассмотрим, что происходит при нагревании тела, т.е.
ПеРедаче ему некоторого количество тепла (3.2). Часть этого тепла
Расходуется на изменение объема тела (совершается механическая
65
работа) (3.1), другая часть идет на повышение внутренней энергии
тела (U)
dU= dQ dA = TdS-PdV, (3.3)
где dU, dQ, dA, dS, dV - бесконечно малые изменения внутренней
энергии, количества теплоты, работы, энтропии и объема. Выраже-
ние (3.3) - суть первого закона (начала) термодинамики.
I
Количество теплоты', полученное системой, идет на изменение ее
внутренней энергии и совершение работы.
Закон был разработан в работах Дж. Джоуля, Дж. фон Майера и
Г. фон Гельмгольца и сформулирован в окончательном виде Р. Клау-
зиусом.
Этот закон включает в себя принцип эквивалентности теплоты и
механической работы. Одно и то же изменение внутренней энергии
можно достигнуть, либо изменяя температуру системы без измене-
ния ее объема (например, посредством передачи тепла при контакте
одной системы с другой), либо соверц/ая механическую работу
адиабатически (в отсутствие теплообмена с окружающей средой).
Количество теплоты, необходимое для увеличения температуры 1 г
воды на 1 К или Г’С (1 К = 1°С + 273.15), называется калорией (кал).
Такой же термальный эффект над граммом воды можно достигнуть
адиабатически, прилагая 4.184 джоуля (Дж) работы (напомним, что
джоуль - это количество работы, необходимое при приложении си-
лы 1 ньютон для, кг-м/сек , для смещения тела на 1 м). Таким обра-
зом, 1 кал = 4.184 Дж. В практике термодинамических расчетов в
петрологии наиболее широко используется джоуль.
В применении к петрологическим процессам в первом начале
термодинамики целесообразно выделить также работу химической
реакции (dlK), которая определяется суммой произведений химиче-
ских потенциалов компонентов i (р,) на их массы i (mi):
dWt =^ipidmi. (3.4)
1
Химический потенциал компонента i — это величина, опреде-
ляющая изменение энергии системы при изменении содержания
этого компонента при постоянных температуре и давлении (см.
также разделы 3.3 и 3.6). Из определения химического потенциала
следует, что химические потенциалы компонентов системы являют-
ся такими же интенсивными параметрами как температура или дав-
ление. Массы компонентов т являются их сопряженными экстен-
сивными параметрами.
66
Первый закон термодинамики не говорит ничего о направленно-
сти термодинамических процессов. О ней ведется речь во втором
законе (начале) термодинамики:
Процесс передачи тепла от тела с меньшей температурой к телу с
большей температурой невозможен.
Для объяснения этого закона Р. Клаузиус ввел в термодинамику
понятие энтропии, как некой приведенной теплоты
<55= — . (3.5)
Т
Из второго закона термодинамики следует, что в природе суще-
ствуют естественные процессы, происходящие самопроизвольно. В
отношении их энтропии второй закон термодинамики формулиру-
ется следующим образом: «Существует такая функция состояния
системы, называемая энтропией, которая возрастает во всех ес-
тественных процессах».
К самопроизвольным процессам относятся превращения механи-
ческой или химической работы в теплоту или передача тепла от тела
с большей температурой к телу с меньшей температурой. Если в ес-
тественных процессах энт ропия возрастает, то в неестественных —
снижается. Помимо естественных и неестественных процессов су-
ществуют еще обратимые процессы, которые не могут идти само-
произвольно, но при бесконечно малом изменении внешних условий
они могут бесконечно медленно проходить как в прямом, так и в
обратном направлении.
Если в классической термодинамике понятие энтропии вводится
почти аксиоматично, то статистическая физика дает этому понятию
более глубокое толкование. Оно основано на известных формулах Л.
Больцмана и М. Планка:
S=k\nW, (3.6)
где к - постоянная Больцмана (L38807 10'23 Дж/К), а IV- термоди-
намическая вероятность системы (в отличие от математической
вероятности, величина всегда большая 1), которая определяется как
общее число микросостояний, различающихся распределением в
пространстве и по энергиям, соотвстствующим одному макросо-
стоянию (системе). Например, атомы, составляющие кристалл любо-
Го Минерала, характеризуются вполне определенным распределени-
м в пространстве в соответствии с кристаллической структурой
Эт°го минерала. Эти атомы взаимодействуют между собой, за счет
67
чего обладают определенными энергиями. Таким образом, атомы
являются микросостояниями данного макросостояния — кристалла
минерала.
Из формулы (3.6) следует, что рост энтропии, определяющий ход
самопроизвольных естественных процессов, определяется ростом
термодинамической вероятности, которая, очевидно, максимальная
при хаотичном распределении микросостояний. Итак, энтропия ха-
рактеризует степень разупорядоченности термодинамической сис-
темы. »
*
3.3. ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИЕ ПОТЕНЦИАЛЫ
Температура (Г), давление (Р), объем (Р) и энтропия (S) (к ним
можно добавить еще химические потенциалы и массы компонентов)
являются факторами состояния термодинамических систем, т. е.
теми термодинамическими параметрами, изменения которых опре-
деляют изменение энергии системы. Из выражения первого закона
термодинамики (3.3) следует, что изменение внутренней энергии
системы (U) определяется изменениями объема и энтропии. В тер-
модинамике выделяют четыре основных типа систем, определяемых
различными факторами состояния.
(1) Изохорно-изоэнтропийные системы, факторами состояния
которых являются V u S. Функция, изменение которой определяется
изменениями этих параметров, носит название внутренней энергии,
или теплосодержания, U
U=f(S,V).
(2) Изобарно-изоэнтропийные системы, факторами состояния
которых являются Р и S'. Функция, изменение которой определяется
изменениями этих параметров, носит название энтальпии, или теп-
лосодержания, И
H=f(S,P).
(3) Изотермо-изохорные системы, факторами состояния которых
являются Т и V. Функция, изменение которой определяется измене-
ниями этих параметров, носит название свободной энергией Гельм-
гольца, F
F=f(T,V).
(4) Изотермо-изобарические системы, факторами состояния ко-
торых являются Т и Р. Функция, изменение которой определяется
изменениями этих параметров, носит название свободной энергии
Гиббса, G
G=f(T,P).
68
функции U, Н, F и G имеют размерность энергии (Дж, кал) и на-
зываются термодинамическими потенциалами. Термодинамические
потенциалы связаны между собой следующим выражением:
G = U-TS + PV=F + PV=H-TS.
(3-7)
Производные этих функций по термодинамическим параметрам
являются также термодинамическими параметрами. Например, из
уравнения (3.3) получим, что при постоянном объеме
ди
as
(3.8)
= т,
а при постоянной энтропии
Аналогично из уравнения, описывающего бесконечно малое из-
менение свободной энергии Гиббса,
dG = -SdT+ VdP
(3.10)
получим, что
Подчеркнем, что последние два выражения являются термоди-
намическими определениями энтропии и объема', частные производ-
ные свободной энергии Гиббса по температуре и давлению соответ-
ственно.
Аналогично частным производным (3.8), (3.9) и (3.11), (3.12)
можно представить частные производные термодинамических по-
тенциалов и по массам компонентов, которые также являются фак-
торами состояния физико-химических систем. На примере свобод-
ой энергии Гиббса, определяющей состояния изотермо-
изобарических систем, которые в подавляющем числе случаев опи-
сывают природные процессы (температура и давление заданы извне),
получим:
G= f(T, Р, пц...тк)
69
к
dG = -SdT + VdP + ^2 ZA-dm,- (3-13)
(3-14)
Таким образом, химический потенциал компонента i — это част-
ная производная термодинамического потенциала по массе компо-
нента.
<4
3.4. ТЕРМОДИНАМИЧЕСКОЕ РАВНОВЕСИЕ
3.4.1. Критерии термодинамического равновесия
Формулировка второго закон термодинамики, определение эн-
тропии и особенности поведения этой величины при самопроиз-
вольных (естественных) процессах позволяю! обратиться к вопросу
равновесия термодинамических систем. Возрастание энтропии в
самопроизвольном процессе, происходящем в изолированной систе-
ме, очевидно, не может быть бесконечным. Юно стремится к какой-
то определенной максимальной величине для данных значений ин-
тенсивных параметров (например, Т и Р). При этих условиях энтро-
пия, будучи максимальной, не меняется, что математически может
быть записано как
S = тах
' dS=0
(3.15)
Как показал Дж. Гиббс в своих работах и что доказано статисти-
ческими методами, условие максимальной энтропии как критерий
равновесия может быть заменено равнозначным условием мини-
мальной внутренней энергии системы: термодинамическая система
находится в равновесии, если при данной (постоянной) энтропии
внутренняя энергия системы минимальна, т.е.
U = min
dU = 0
(3.16)
70
Ч Переписав первый закон термодинамики, получим для состояния
равновесия изохорно-изоэнтропической системы
dU=TdS-PdV=O.
(3-17)
Итак, в состоянии равновесия изохорно-изоэнтропические систе-
мы характеризуются равенством объема и энтропии во всех частях
системы.
Аналогично, изобарно-изоэнтропийные системы, где
H=f(S, P) = min
в состоянии равновесия, характеризуются равенством давления и
энтропии. В изотермо-изохорных системах в состоянии равновесия
F=f(T, P) = min
и выровнены температура и объем. Изотермо-изобарические систе-
мы, факторами состояния которых являются Т и Р, в состоянии рав-
новесия характеризуются равенством давления и энтропии и
G=f(T, P) = min.
Таким образом, термодинамические потенциалы убывают при всех
самопроизвольных процессах и становятся минимальными в состоя-
нии равновесия.
Для гетерогенной многофазной изохоро-изоэнтропийной системы
изменение внутренней энергии выразится как сумма изменений
внутренней энергии всех фаз числом от к до л:
: (3.18)
к к к
Но для того, чтобы выполнялись условия
£<iS, =0,j>',=0,
к к
71
необходимо, чтобы выполнялось равенство температуры и давления
во всех частях системы (по всем фазам)
(3-19)
Это условие во многом Определяет состояние термодинамиче-
ского равновесия.
Учитывая химическую работу в системе (3.4) получим дополни-
тельно, что
(3.20)
т. е. равенство химических потенциалов компонентов по всем
фазам (k... nJ системы определяет состояние термодинамического
равновесия. •
Итак, под термодинамическим равновесием в любой простой
системе будем понимать такое состояние, при котором (I) равны
интенсивные параметры — температура, давление и химические
потенциалы компонентов — во всех частях системы и (2) соблюда-
ются минимумы термодинамических потенциалов и максимум эн-
тропии.
Если в системе не выровнена температура, то в ней будет наблю-
даться самопроизвольный перенос тепла, а значит, будет меняться
внутренняя энергия (или другой термодинамический потенциал) в
сторону уменьшения. Аналогично, если в системе не выровнено
давление или химические потенциалы компонентов, в ней будет са-
мопроизвольно происходить механическая работа по изменению
объема или перенос вещества, которые также приведут к уменьше-
нию термодинамического потенциала.
Состояние равновесия в системе достигается, когда в ней закон-
чатся все возможные самопроизвольные процессы и в результате
установится равенство всех интенсивных параметров. Такое состоя-
ние может сохраняться в течение долгого времени. Поэтому нередко
состояние равновесия сопоставляют с состоянием «покоя» в систе-
ме. Однако это не всегда корректно. Д.С. Коржинский (1973) опре-
делил равновесие, как «состояние, признаком которого является не
покой, а определенная взаимосвязь термодинамических параметров
72
системы, которая возможна и в изменяющихся системах». Подоб-
нь1е состояния возможны при условии того, что внешние интенсив-
ные параметры меняются медленнее, чем скорость, с которой проис-
ходит выравнивание этих параметров внутри системы. Для равно-
весного состояния системы в меняющихся условиях не важен путь,
по которому система приходила в равновесие, в отличие от неравно-
весных процессов, которые зависят от своей «истории», т. е. от
предшествующих состояний и от времени.
3.4.2. Стабильное и метастабильное состояние
Равенство интенсивных параметров не является достаточным ус-
ловием равновесия системы. Оно должно быть обязательно дополнено
условием минимума энергии (термодинамического потенциала), ко-
торое реализуется при стабильном состоянии системы (рис. 3.3). В
природе нередко встречаются системы, которые при равенстве темпе-
ратуры, давления и химических потенциалов не достигают минимума
энергии. Такие состояния систем называются метастабильными (рис.
3.3). Они обусловливаются не термодинамическими, а кинетическими
причинами. Иначе говоря, скорости процессов недостаточно высоки
для перехода системы в состояние равновесия.
произвольная координата процесса
Рис. 3.3. Типы равновесий в термодинамических
системах. Стабильное состояние отвечает глобаль-
ному минимуму свободной энергии. Ме частабиль-
ное состояние также отвечает локальному миниму-
му энергии, значение которой, однако, выше энер-
гии, соответствующей стабильному равновесию.
Для вывода системы из метастабильного сос тояния
необходимо преодолеть барьер AG.
И лишь какие-нибудь каталитические процессы могут привести к
выводу системы из метастабильного состояния и быстрому (а иногда
73
и мгновенному) приближению к равновесию. К таким каталитиче-
ским процессам относятся, например, взаимодействия с флюидами
или растворами. Метастабильные состояния систем чрезвычайно
распространены в геологических процессах. Собственно говоря, все
магматические и метаморфические породы, образовавшиеся при вы-
соких температурах и давлениях, на поверхности Земли находятся в
метастабильном состоянии. Именно это метастабильное состояние
позволяет петрологам восстановить историю этих горных пород и
процессов, их породивших'.
3.4.3. Принцип локального равновесия
Определение равновесия как равенства интенсивных параметров
не может быть в полной мере применимо к природным системам.
Если равенство температуры и давления в большинстве случаев
вполне реализуемо в горных породах, то установление равенства
химических потенциалов всех компонентов лимитируется рядом
факторов. К таким факторам прежде всего относится исходная хи-
мическая неоднородность минералов, пород и магм. И хотя система
стремится выровнять градиенты химических потенциалов, кинеги-
ческие ограничения в миграции вещества (диффузия, фильтрация
растворов и газов) препятствуют установлению полного равновесия.
Вместе с тем, несмотря на общую неравмовесность природных сис-
тем в целом, в пределах малых объемов в каждый момент времени
может устанавливаться так называемое локальное (или мозаичное)
равновесие (Коржинский, 1957; Thompson, 1959).
Понятие локального равновесия пришло в физико-химическую
петрологию из термодинамики неравновесных процессов. Локальное
равновесие можно установить во всех горных породах по структур-
ным признакам или по относительному постоянству составов фаз в
локальных участках пород. Замечательными примерами стремления
природных систем к равновесию через серию локальных равновесий
являются процессы переноса химических компонентов (биметасома-
тоза) на границах между двумя заведомо неравновесными средами.
На контактах двух неравновесных сред (порода-флюид, порода-
расплав, порода -порода) возникают определенные профили химиче-
ских потенциалов компонентов. Но в каждой точке этих профилей
создаются свои соотношения химических потенциалов, которые
обусловливают возникновение определенных локально равновесных
ассоциаций фаз. По мере развития процесса эти локально равновес-
ные участки эволюционируют и локально равновесные ассоциации
сменяют друг друга как в пространстве, так и во времени. В этом
состоит принцип локального равновесия, предложенный Д.С. Кор-
жинским.
74
Таким образом, одной из задач петролога являегся выявление ло-
кальных равновесий в горных породах. Для этого используются раз-
личные критерии - структурные (характер контактов зерен, отсутст-
вия явных признаков замещения одной фазы другой), химические
(устойчивость составов фаз и гомогенность фаз), критерии законо-
мерного распределения примесных компонентов и изотопов и дру-
гие. Разобраться в том, установилось ли в данном участке породы
равновесие, позволяет также правило фаз.
3.4.4. Правило фаз
Важной составляющей в построении и интерпретации фазовых
диаграмм является правило фаз, предложенное У. Гиббсом в 1876 г.
в виде выражения
F = C + 2-P, (3.21)
в котором связываются следующие величины:
F - число степеней свободы, равное числу независимых интен-
сивных параметров равновесной системы, которые можно менять
без изменения числа фаз. В гермодинамике число степеней свободы
часто называют вариантностью системы.
С- минимальное число компонентов, с помощью которых можно
задать все фазы в системе;
Р - число фаз.
Константа, обычно используемая при формулировке правила фаз,
показывает количество рассматриваемых интенсивных (независи-
мых от массы) параметров. Однако во многих фазовых диаграммах
рассматривается только один интенсивный параметр — температура
или давление. Например, для описания кристаллизации малоглубин-
ных силикатных расплавов можно пренебречь давлением. В таких
случаях правило фаз приобретает вид
F = С + 1 - Р.
Остановимся более подробно на однокомнонентной системе —
Н2О (С = 1). В ней сосуществование трех равновесных фаз (Р = 3)
льда, жидкой воды и водяного пара (так называемая тройная точка
воды) — будет отвечать такому состоянию, при котором число степе-
ней свободы будет равно О (Р= 1 + 2- 3) (рис. 3.4). Это означает,
что ни один из интенсивных факторов состояния не может меняться
независимо. Такое состояние называется инвариантным (синоним
ноивариантый). Оно будет сохраняться до тех пор, пока из системы
не исчезнет хотя бы одна фаза, и равновесие будет соблюдаться ме-
жду двумя какими-либо фазами (Р = 2): пар-жидкость (испарение),
лед-жидкость (плавление), лед пар (сублимация). Такое состояние
носит название моновариантное (F=l+2-2=l). В нем лишь один
Интенсивный параметр может меняться независимо, а другой же бу-
дет зависеть от этого изменения. Если в системе присутствует лишь
75
одна фаза (Р = 1), ее состояние ноет дивариантный характер, и оба
интенсивных параметра могут меняться независимо (F = I + 2 — 1 = 2)
(рис. 3.4). Применение правила фаз к более сложным системам будсг
рассматриваться ниже при описании физико-химических диаграмм.
Правило фаз основывается на условиях термодинамического рав-
новесия и является следствием основных законов термодинамики.
Анализ систем на основе правила фаз это необходимая процедура
любых физико-химических расчетов, позволяющая дать заключение
о том, отвечает ли данный набор фаз в минеральной ассоциации
равновесному состоянию. Совокупность совместно существующих
минералов, находящихся в равновесии, называется минеральным
парагенезисом (от греч. para - возле, рядом и genesis - рождение,
происхождение). Поскольку равновесные минералы находятся при
определенных соотношениях масс инертных компонентов, значени-
ях температуры, давления и химических потенциалов вполне под-
вижных компонентов, парагенезис это, с одной стороны, единст-
венная стабильная фазовая ассоциация при данных факторах состоя-
ния системы, а с другой - однозначная характеристика термодина-
мических условий, при которых находилась горная порода данного
состава. Термин «парагенезис» вошел в современную геологическую
литературу благодаря немецкому геологу Р. Брейтгаупту, хотя еще в
1798 г. русский минералог В.М. Севергин обратил внимание па зна-
чение закономерного нахождения некоторых минералов, названною
им «смежностью». Начало анализу парагепезисов минералов (пара-
генетическому анализу) было положено знаменитым норвежским
ученым В. М. Гольдшмидтом, который в 1911 г. показал, что мине-
ральные ассоциации контактовых роговиков района Осло (Норвегия)
подчиняются правилу фаз Гиббса.
Рис. 3.4. Иллюстрация примене-
ния правила фаз Гиббса к одно-
компонентной системе па при-
мере фазовой диаграммы Н -О.
76
3.4.5. Минеральные нарагенезисы, ассоциации и генерации
Горные породы в ходе эволюции часто испытывают изменение
термодинамических условий, флюидного режима и химического
состава. Вследствие этого в них начинаются химические реакции
между минералами (минеральные реакции), приводящие к смене
минеральных парагенезисов (совокупности равновесных минера-
лов). Степень протекания минеральных реакций зависит от ряда ки-
нетических факторов, таких как температура, время, размер зерен,
наличие катализаторов и др. Довольно часто в метаморфических
процессах наблюдается лишь частичное преобразование пород. За-
мечательным примером частичного протекания минеральной реак-
ции являются реакционные каймы (короны) метаморфического гра-
ната, образованные на границе между двумя магматическими мине-
ралами - клинопироксеном и плагиоклазом в метаанортозитс из
комплекса Берген Арке, Новегия (рис. 3.5). В этом случае минераль-
ная ассоциация породы совокупность совместно существующих
минералов — представлена клинопироксеном, плагиоклазом и грана-
том, но состоит она из двух парагенсзисов — магматического (плаги-
оклаз, клинопироксен) и метаморфического (гранат). Таким обра-
зом, минеральная ассоциация, будучи независимой от равновесия,
является более обширным понятием, чем парагенезис.
Рис. 3.5. Развитие метаморфического граната на
контакте магматического клинопироксена и плат и-
оклаза. Коронит. Норвегия.
Смена минеральных парагепезисов не всегда сопровождается
'1олной сменой минерального состава. В результате один и тот же
|,еРал может находиться в разных парагснсзисах. Это устанавли-
ется но структурным признакам или по изменению его состава.
гак°м случае говорят о разных генерациях минерала в породе. На-
77
пример, плагиоклаз в базальте может образовывать крупные (до не-
скольких сантиметров) вкрапленники, выросшие из расплава в глу-
бинной магматической камере. Это плагиоклаз первой генерации
Но в том же базальте имеется плагиоклаз более поздней (второй)
генерации. Он находится в основной массе породы в виде микроли-
тов - пластинчатых микрокристаллов, образованных при быстрой
кристаллизации лавы на поверхности.
Ярким примером образования разных генераций клинопироксена
в метаморфическом процессе* являются тонкие сростки клинопирок-
сена и плагиоклаза - так называемые симплектиты, возникающие в
эклогитах при замещении исходных минералов - натрового пирок-
сена (омфацита) и кварца (рис. 3.6).
Рис. 3.6. Две генерации клинопиркосен-
плагиоклазовых симплектитов (Срх2+Р12,
Срхз+Plj), замещающих исходный клино-
пироксен (СрХ|). Эклогит, Норвегия. Изо-
бражение в отраженных электронах.
3.5. ДИФФЕРЕНЦИАЛЬНАЯ ПОДВИЖНОСТЬ КОМПОНЕНТОВ
Химические потенциалы в некоторых природных процессах иг-
рают такую же важную роль, как температура и давление и, следова-
тельно, являются интенсивными факторами состояния. Например, в
контактах щелочных интрузивов часто наблюдаются интенсивные
преобразования вмещающих пород, связанных с привносом в них К
и Na. Очевидно, что химические потенциалы этих компонентов за-
даются не составом самих преобразующихся пород, а концентра-
циями этих компонентов во флюидах, исходящих из интрузива. 1 Ip11
постоянных температуре и давлении, химические потенциалы К 11
Na контролируют реакции во вмещающих породах, хотя сами |,е
меняются в результате этих реакций.
78
В таком случае изотермо-изобарическая система будет опреде-
ляться Ст + 2 интенсивными параметрами, т.е. температурой, давле-
рием и Ст — числом так называемых вполне подвижных компонен-
тов.
Компоненты называются вполне подвижными, если их факто-
рами состояния являются химические потенциалы. В противопо-
ложность им, компоненты, факторами состояния которых явля-
ются массы, называются инертными компонентами. В примере с
приконтактовыми породами щелочного интрузива такими компо-
нентами будут компоненты, изначально определявшие валовый со-
став этих пород до их взаимодействия с флюидами, вышедшими из
щелочного интрузива.
Свободная энергия Гиббса (3.13) для системы с вполне подвиж-
ными компонентами запишется как
G= f(T,P, pi.. .pk, пц.. .mk)
/ k
dG - —SdT + VdP + У pidmi + У midpi, (3.22)
j ‘
где i...k — вполне подвижные компоненты, j.../ - инертные компо-
ненты.
Разделение компонентов систем на вполне подвижные и инерт-
ные составляет основу так называемого принципа дифференциальной
подвижности компонентов, предложенного Д.С. Коржинским
(1973). Этот принцип дал возможность значительно расширить ме-
тод анализа парагенезисов и распространить его на метаморфиче-
ские, метасоматические и магматические породы, возникшие в усло-
виях открытых систем.
3.6. АКТИВНОСТЬ КОМПОНЕНТОВ
Химический потенциал, или, согласно (3.14), парциальная (т.е.
относящаяся к одному компоненту) энергия компонента, связан с
концентрацией, а его изменение связано с изменением этой концен-
трации. Но понятие химического потенциала в этом случае не на-
глядно, поскольку, следуя (3.14), при уменьшении концентрации (пц
0) химический потенциал стремится к -оо. В связи с этим Г. Льюис
и М. Рэндалл (Lewis, Randall, 1961) предложили выражать химиче-
ский потенциал через активность, параметр, близкий к понятию
концентрации компонента.
+RT\nat, (3.23)
79
где д — химический потенциал компонента при данных температуре
давлении и концентрации этого компонента, д — химический ц0’
тенциал чистого компонента при данных температуре и давлении, а,
активность. Напомним, что R - универсальная газовая постоянная
1.987 кал/К или 8.31 Дж/К. Итак, активностью компонента i назьь
вается величина, которая связана с концентрацией соотношением
, а, = Yfii, (3.24)
где Ct - абсолютная концентрация компонента; у - коэффициент ак-
тивности. Однако вместо концентрации с удобно использовать не
абсолютную концентрацию компонента, а ее относительную кон-
центрацию, или мольную долю (X,) - соотношение количества молей
некоторого компонента i в фазе j, отнесенное к общему количеству
компонентов в данной фазе. Очевидно, что сумма мольных долей
компонентов в фазе равна 1. Таким образом, химический потенциал
компонента запишется
д= д° + RTln at = д°+ RTln (ух;) = RTln (Хф (3.25)
3.7. ТВЕРДЫЕ РАСТВОРЫ
3.7.1. Понятие твердого раствора
В начале этой главы сказано, что кристаллические фазы перемен-
ного состава носят название твердых растворов.
Твердый раствор — это однородное твердое вещество, в кото-
ром концентрации компонентов могут быть изменены без наруше-
ния однородности этого вещества.
Большинство породообразующих и рудообразующих минералов,
являясь фазами переменного состава, представляют’ твердые раство-
ры. Твердые растворы — особый класс термодинамических систем,
для описания которых компоненты выбираются на основе следую-
щих принципов.
1. Это должен быть минимальный набор компонентов, необходи-
мый для представления состава всего твердого раствора.
2. Компоненты твердого раствора должны представлять собой, по
возможности, элсктронейтральные стабильные соединения.
Краевые компоненты твердых раст воров часто называют мин®*
ламп. Например, твердый раствор оливина (Mg, Fe)2SiO4, образова-
ние которого обусловлено изоморфизмом Mg и Fe целесообразно
описывать как систему двух миналов форстерита, Mg2SiO4, и фаЯ'
лита, Fe2SiO4. Оба эти соединения электронейтральны и могут быть
синтезированы в чистом виде. Между ними существует неогранИ'
80
ценная смесимость и возникает непрерывный твердый раствор.
Аналогично твердый раствор пироксена (Ca,Mg)MgSi2C>6 основан на
изоморфизме Mg и Са и описывается также двумя миналами - диоп-
сидом, CaMgSi2Of), и энстатитом, Mg2Si2O6. Между этими миналами,
однако, образуется ограниченный твердый раствор. Фазовые диа-
граммы с участием неограниченных и ограниченных твердых рас-
творов рассмотрены ниже в этой главе.
3.7.2. Однопозиционные и многопозиционные твердые
растворы
В указанных твердых растворах оливина и пироксена изомор-
физм атомов осуществляется лишь в одной позиции кристалличе-
ской структуры. Такие растворы носят название однопозиционных.
В одной позиции могут смешиваться и более двух атомов. Напри-
мер, в додекаэдрической позиции X кристаллической структуры
граната (Mg, Fe, Са, Mn^AhSisOn смешиваются четыре атома - Mg,
Fe, Са, Мп (рис. 3.7), и твердый раствор может быть представлен как
смесь четырех миналов: пиропа (Mg3A12Si3O|2), альмандина
(FciAhShO^,), гроссуляра (Ca3A12Si3O12) и спессартина
(Mr)3A12Si3Oi2). Однако в структуре граната присутствует еще окта-
эдрическая позиция Y (рис. 3.7), где также возможно взаимное за-
мещение трехвалентных катионов (Al, Fe3 , Сг).
В этом случае формулу граната необходимо записать как (Mg, Fe,
Са, Мп)з(А1, Fe3+, Cr)2Si3O!2, а количество возможных миналов в
этом твердом растворе возрастает до 12 (в дополнение к указанным
выше четырем миналам, Mg3Fe2Si3O12, Fe3Fe2Si3O]2, Ca3Fe2Si3Oi2,
Mn3Fe2Si3OI2, Mg3Cr2Si3Oi2, РезСг281зО|2, Ca3Cr2Si3Oi2,
МпзСг281зО12). Про такой гранат можно говорить, что он представ-
ляет собой двухпозиционный твердый раствор. Существуют и мно-
гопозиционные твердые растворы, где смешение компонентов про-
исходит более чем в двух позициях кристаллической структуры. Та-
кими растворами являются биотиты, амфиболы, хлориты и многие
Другие минералы.
Приведенные выше твердые растворы основаны на так называе-
мом изовалентном изоморфизме атомов, когда друг друга замещают
атомы одной валентности (MgoFe2+, Mg<=>Ca, Al<=>Fe3+, K<»Na).
Однако среди минералов часто встречаются примеры твердых рас-
творов, основанных на гетеровалентном изоморфизме атомов. Тако-
вы плагиоклазы, где твердый раствор между альбитом (NaAlSi3O8) и
аноРтитом (CaAl2Si2Os) основан на изоморфизме Са2+ + А13' <=> Na+
Si . Очевидно, что этот раствор является двупозиционным, по-
Ск°льку изоморфизм Ca-Na и Al-Si осуществляется в разных пози-
циях кристаллической структуры.
81
• катионы Y (Al, Fe3+, Cr)
• катионы X (Mg, Fe2', Ca, Mn)
Рис. 3.7. Структура граната как двухпозицион-
ного твердого раствора: двухвалентные катионы
(Mg, Fe , Ca, Мп) смешиваются в*додекаэдри-
ческой позиции X, тогда как трехвалентные ка-
тионы (Al, Fe3, Сг) - в октаэдрической позиции
Y. Тетраэдрическая позиция заняра преимуще-
ственно Si, и изоморфизм в ней незначителен.
Еще один пример двупозиционного раствора, основанного на гете-
ровалентном изоморфизме, - это твердый раствор между диопсидом
(CaMgShOfi) и жадеитом (NaAlSi2O6), где миналы связаны изоморфиз-
мом Ca2h + Mg2+ <=> Na' + А13+. Несмотря на то что изоморфизм проис-
ходит между атомами с разной валентностью, структуры все же сохра-
няют электронейтральность. Это означает, что в данных твердых рас-
творах не может быть случайного распределения атомов. Вхождение
Na в структуру плагиоклаза неминуемо должно приводить к вхожде-
нию эквивалентного количества Si, а вхождение Na в пироксен обяза-
тельно должно компенсироваться вхождением в него какого-либо трех-
валентного катиона (АГ51, Fe5', Сг5'). Кристаллохимически это выража-
ется в том, что Na в структуре плагиоклаза стремится окружить себя
тетраэдрами, где преобладает Si, а не А1. Аналогично ближайшее окру-
жение полиэдров Na в структуре пироксена будут составлять полиэдры
грехвалентных катионов. Такое упорядочение в структуре твердых рас-
творов может привести к выделению в ней областей (доменов) различ-
ного состава и распаду твердого раствора. Подобные процессы харак-
терны для двухпозиционных и многопозиционных твердых растворов
щелочных полевых шпатов, плагиоклазов, пироксенов, амфиболов,
ильменитов и многих других минералов. Укрупняясь, домены форми-
руют специфические структуры — ламелли (рис. 3.8).
82
Рис. 3.8. Примеры ламеллей распада в природных
твердых растворах. Широкие ламелли клинопирок-
сена (СрХ|) в ортоппроксене (Орх,) п тонкие ламелли
ортопироксена (Орх ) в клинопироксене (Срх?). Ла-
мелли клинопироксена Срх в ортоппроксене Орх?
представляют собой продукты распада высокотем-
пературного (>900'С) твердого раствора низкокаль-
циевого моноклинного пироксена - пижонита. По
мере остывания, ламелли Срх, перекристаллизовы-
вались с образованием зерен Срх2, которые при
дальнейшем снижении температуры «сбрасывали»
ортопироксеновую составляющую в виде Орх2.
3.7.3. Идеальные и неилсальные твердые растворы
Во многих твердых растворах при смешении компонентов практиче-
ски не изменяются объем и энтальпия по сравнению с механической сме-
сью чистых компонентов. Иначе говоря, для объема раствора АВ (где А
и В миналы этого раствора с объемами Ид и Кв) Иди = 1'лХд + РвАв.
Такие растворы называются идеальными. Идеальные растворы образу-
ются тогда, когда изоморфные атомы близки по своим физико-химическим
свойствам, таким как радиус атома и его валентность. Примерами таких
атомов являются Mg (0.89 А) и Fe2* (0.92 А). Действительно многие твер-
дые растворы железо-магнезиальных минералов близки по своим свойст-
^м к идеальным. Например, нзердый раствор пиропа. MgjAhSijOu. и
альмандина FciAbSiiO^, близок к идеальному. В термодинамике прини-
мается, что активност ь компонен та идеального твердого раствора равна
мольной доли этого компонента. Тогда химический потенциал (парци-
Д-тьная энергия) этого компонента, согласно (3.25), будет равен
//, = д’ + ЯГ In я, = #°+ RT In (Л)
83
В этом уравнении //;° - это химический потенциал (энергия) чис-
того компонента, а /г, - это химический потенциал (энергия) компо-
нента в растворе. Слагаемое /?71п(Л',) отражает отличие энергии ком-
понента в растворе от его энергии в механической смеси и носит
название идеальной энергии смешения.
Если свойства изоморфных атомов заметно различаются, то объ-
емы и энтальпии этих растворов не будут подчиняться линейным
зависимостям от состава, которые свойственны для объемов и эн-
тальпий чистых компонентов. В этом случае говорят об отклонении
твердых растворов от идеальности, а сами растворы называют не-
идеальными. Например, если твердый раствор пиропа, Mg2AI2Si(O|2,
и альмандина, Fe2Al2Si4O|2, близок к идеальному из-за близости
свойств Mg и Fe_+, то твердый раствор пиропа, Mg3Al2SijOl2, и грос-
суляра, CaiAESiaO^, резко отличается от идеального, так как ион-
ный радиус катиона Са (1.12 А) почти на четверть больше, чем у ка-
тиона Mg.
Большинство твердых растворов, основанных на гетсровалентпом
изоморфизме, являются неидеальными. Неидеальные растворы также
могут быть неограниченными. Однако во многих случаях, особенно
при низких температурах, неидеальност ь таких растворов приводил к
их нестабильности в некотором интервале составов. В этом случае про-
исходит распад твердого раствора, а сам раствор ограничен. Актив-
ность компонента неидеального твердого раствора отличается от моль-
ной доли этого компонента, и химический потенциал (парциальная
энергия) этого компонента будет рассчитываться по уравнению (3.25).
В этом уравнении появляется слагаемое 7?71п(%), которое отражает от-
клонение энергии компонента в растворе от идеальной энергии смеше-
ния и носит название избыточной энергии смешения.
В заключение отметим, что наряду с твердыми растворами в при-
родных процессах принимают участие газовые и жидкие растворы.
Все природные расплавы - это, по сути, жидкие растворы, а природ-
ные флюиды - это газовые растворы. Несмотря на агрегатное со-
стояние, эти растворы также подчиняются законам смешения ком-
понентов, установленным для твердых растворов. Среди них также
можно выделить идеальные и неидеальныс растворы. Например,
флюид, состоящий из Н2О и СО2, довольно близок к идеальному,
тогда как смеси Н2О N2, Н2О СН4, СН4 СО2 сильно отклоняются но
своим свойствам оз идеальных растворов.
3.8. ОСНОВНЫЕ ТИПЫ ПЕТРОЛОГИЧЕСКИХ ДИАГРАММ
Петрологические диаграммы - важнейший инструмент исследо-
вания и представления материалов. Диаграммы можно разделить «а
три основные группы:
84
1. Диаграммы зависимости фазового состава1 от жстенсивных
парамсгров (например, диаграммы сосчав-парагенезис, классифика-
ционные диаграммы горных пород и др.).
2. Диаграммы зависимости фазового состава от интенсивных па-
раметров (Р-Т, Т-ft, p,-ph a-aj и др.).
3. Диаграммы зависимости фазового состава от экстенсивных и
интенсивных параметров (Р х, Т-х и др.).
Прежде чем перейти к рассмотрению представительных диа-
грамм для каждой из групп целесообразно остановиться на исполь-
зовании барицентрических, прямоугольных и сметанных координат
для их построения.
3. 8.1. Способы построения диаграмм
Барицентрические (греч. harys - тяжелый) координаты создают-
ся с использованием правила рычага и принципа центра тяжести.
Каждая точка на соответствующих диаграммах является центром
тяжести по отношению к компонентам, находящихся в вершине(ах),
а сумма координат всегда равна 100%. Рассмотрим примеры пред-
ставления составов минералов в 2-х и 3-компонентных системах.
Бинарная система MgO-SiO2 в барицентрических координатах
может быть представлена отрезком, на концах которого находятся
чистые окислы (рис. 3.9). Начало этого отрезка с координатами (100;
0) отвечает MgO, а его конец (0; 100) - SiO2. Содержание каждого
окисла при удалении от его вершины снижается, а другого, наобо-
рот, увеличивается. Положение любой точки (состава) А на отрезке
задается выражением:
А = Мыог [SiO2] + Mvigo [MgO], (3.26)
гДе 4igo = MgO/(MgO4 SiO2)-100% и WSio2 = SiO2/(MgO+SiO2)-100% -
относительные содержания этих компонентов в смеси, [SiO2] и
[MgO] - главные компоненты системы и вершины координат. Заме-
тим, что форма записи относительных содержаний главных компо-
нентов подразумевает, что A'siO’’ + Mlg<> = 100%. Например, энстатит
(MgSiO3) имеет равные содержания обоих компонентов А^ог = Амво и
потому с координатами (50; 50) окажется в центре отрезка (рис. 3.9а).
Положение форстерита (Mg2SiO4), где отношение магния к кремнию
равняется 2:1, будет определяться в соответствии с выражением
(3.26) как % [SiO2] и 'A [MgO] (рис. 3.96). В результате точка форсте-
РИта с координатами (67; 33) сместится ближе к вершине MgO -
компонента, который преобладает в соединении. В этом состоит
Под фазовым составом понимаются составы фаз (минералов, расплавов,
флюидов), находящихся в равновесии.
85
суть барицентричности — расстояние от точки фигуративного соста-
ва обратно пропорционально содержанию данного компонента в со-
единении: NSio2/NMfn=bA/aC (рис. 3.9).
б)
a) MgSiO,
I
1
।
Mg.SiO.
SiO;
MgO
Рис. 3.9. Положение энстатита
(а) н форстерита (б) в барицен-
трических координатах MgO
SiO?. Размер квадратов отража-
ет относительные содержания
окислов в минерале, точка А.
соответствующая составу ми-
нерала, - центр тяжести систе-
мы.
Рассмотренные минералы можно представить и на другой диа-
грамме. Например, если выбрать координаты MgO-MgSiO2, то здесь
на середину отрезка попадет не энстатит, как на рис. 3.10, а форсте-
рит, сложенный в равной степени компонентами новой диаграммы.
Любая 3-компонентная система, например, CaO-MgO-SiO2 (по
первым буквам CMS), может быть представлена в барицентрических
координатах в виде треугольника с главными компонентами в его
вершинах (рис. З.Юа.б). Любой состав в этой системе будет пред-
ставлен точкой, которая определяется следующим выражением:
А = NCaO [СаО] + NMgO [MgO] + NsiO2 [SiO2], (3.27)
где NMgO = CaO/(CaO + MgO + SiO2)-100%, NMgo = MgO/(CaO + MgO +
+ SiO2)- 100%, NsiO2 = SiO2/(CaO + MgO + SiO2) 100% - относитель-
ные содержания главных компонентов в смеси, [SiO2], [MgO] и
[СаО] - главные компоненты системы и вершины координат. При
этом выполняется условие NCao+NMgo+ Nsio2 = 100%. Обратим вни-
мание, что барицентрические координаты позволяют использовать
треугольники любой формы. Наиболее общеупотребительными яв-
ляются диаграммы на базе равностороннего треугольника, дающего
наиболее объективное восприятие относительных содержаний ком-
понентов в фазах; нередко используются и диаграммы в виде прямо-
угольных треугольников.
86
Рис. 3.10. Методы нанесения
точек на треугольную диа-
грамму. Координаты точки
А: Х=30%, Y= 20%, Z=50%.
В каждой вершине находится только один компонент (например,
MgO), здесь его содержание равно 1 (или 100%), и, наоборот, нулю -
во всех точках противоположной стороны треугольника (CaO-SiO2),
включая вершины. Постоянному содержанию любого компонента на
диаграмме отвечает линия, параллельная противоположной этому
компоненту стороне треугольника. Так, линия равного содержания
MgO, устанавливаемого выражением NMgo = MgO/(CaO + MgO +
+ SiO2)100%, должна быть параллельна стороне CaO-SiO2 тре-
угольника. Например, содержание MgO в диопсиде (CaMgSi2O6)
составляет NMgo = 1 /(1+1 +2) • 100% = 25%. Аналогичным образом
Устанавливаются содержания для других компонентов диопсида:
Н?ао = 25%, Nsio2 = 50% (рис. 3.1 Об). Все три линии равных содер-
жаний пересекаются в треугольнике в одной точке, отвечающей со-
ставу диопсида. На каждой стороне рассматриваемого треугольника
можно показать относительное содержание двух и даже трех компо-
Чентов, находящихся в рассматриваемом минерале. Например, если
Из вершины MgO провести через точку диопсида линию до противо-
Чоложной стороны треугольника (СаО- SiO2), то отношение длин
0гРезков на этой стороне будет характеризовать относительные со-
держания слагающих ее компонентов (в данном случае содержания
87
равные, CaO : SiC>2= 1:1) (рис. 3.106). Заметим, что это отношение
не будет меняться при увеличении содержания третьего компонента.
Примечательно, что на любой стороне треугольника можно ото-
бразить относительные содержания не только компонентов, сла-
гающих данную сторону, но и третьего, находящегося в противопо-
ложной вершине (рис. 3.106). Для рассматриваемого треугольника с
диопсидом линии равного содержания компонентов СаО и MgO в
диопсиде (параллельные сторонам треугольника MgO SiO2 и СаО-
SiO2, соответственно), пересекаясь со стороной CaO-MgO, разбива-
ют ее на три отрезка. Длина отрезка, примыкающего к вершине
MgO, показывает относительное содержание СаО, отрезок возле
вершины СаО - содержание MgO, а центральный отрезок - относи-
тельное содержание SiO2.
Аналогичным образом можно выносить составы фаз на диаграм-
му для прямоугольного треугольника.
Прямоугольная система координат (иногда называемая декарто-
вой) с взаимноперпендикулярными осями весьма проста и не требу-
ет специального разъяснения. Именно она часто используется в диа-
граммах зависимости фазового состава от экстенсивных параметров
и в диаграммах зависимости фазового состава от интенсивных пара-
метров. Наиболее важные диаграммы этих типов будут рассмотрены
в соответствующих разделах данной глдвы.
При изучении зависимости фазовых равновесий от состава и ин-
тенсивных параметров системы удобно использовать смешанные
координаты, в которых лишь одна из осей строится в барицентриче-
ских координатах, а по другой откладывают абсолютные значения
интенсивных или экстенсивных величин. В этих координатах стро-
ятся многие диаграммы плавкости, некоторые из которых будут рас-
смотрены ниже.
Обратим внимание, что большинство петрологических объектов -
горные породы, минералы, флюиды и расплавы, как правило, явля-
ются настолько сложными многокомпонентными системами, что для
их всестороннего термодинамического описания не имеется доста-
точного количества данных. В таких случаях рассматриваются уп-
рощенные системы с ограниченным количеством главных компо-
нентов, позволяющих проследить основные особенности поведения
системы. Например, особенности поведения габбро в магматическом
процессе раскрывает тройная система — диопсид—анортит-альбит
(Di—An АЬ).
3. 8.2. Диаграммы в координатах экстенсивных параметров
Среди диаграмм этой группы в петрологии и геохимии наиболее
широко используются диаграммы в координатах концентраций илй
мольных долей компонентов. Именно такие диаграммы положены в
88
основу классификаций горных пород. Большое значения для петро-
логии имеют рассмотренные ниже диаграммы состав—парагенезис,
используемые в методе парагенетического анализа, а также диа-
граммы фазового соответствия, применяемые для минеральной тер-
мометрии.
Другие экстенсивные параметры - объем и энтропия - использу-
ются для графического представления результатов значительно ре-
же, чем составы фаз и пород.
Диаграммы состав-парагенезис
Диаграммы состав-парагенезис показывают равновесные фазы
(минералы, расплавы и флюиды) для рассматриваемого состава сис-
темы. Эти диаграммы, как правило, строятся в барицентрических
координатах. Фазы, находящиеся в равновесии, соединяются на диа-
граммах линиями, которые называются коннодами.
При их построении диаграмм состав парагенезис необходимо со-
блюдать два правила'.
1. Состав каждой фазы (минерала) на диаграмме должен состоять
из показанных на диаграмме компонентов1.
2. Конноды находящихся в равновесии минералов не могут пере-
секаться.
Пересечение коннод на диаграмме означает, что одна равновес-
ная ассоциация сменяет другую вследствие протекания минераль-
ной реакции. Например, если составы четырех минералов - кор-
диерита (Crd, ((Mg, Fe)2Al4Si5Oi8), граната (Grt, (MgJe^AhSijOn),
ортопироксена (Орх) и кварца (Qtz) вынести на диаграмму SiO^-
А1О1.5- (Mg,Fe)O, то конноды Crd-Opx и Gr-Qtz будут пересекать-
ся (рис. 3.11), отвечая минеральной реакции высоких ступеней ме-
таморфизма
кордиерит + ортопироксен = гранат + кварц.
Если реакция смещена влево и ведет к образованию кордиерита и
ортопироксена (рис. 3.116), то при химическом составе породы, отве-
чающем точке А, будет стабилен парагенезис кордие-
рит+кварц+ортопироксен. Если же реакция при изменившихся Р-Т ус-
ловиях смещена вправо с образованием граната и кварца, то составу А
будет соответствовать парагенезис кордиерит+кварц+гранат (рис. 3.11а).
В том случае, если состав минерала проектируется на конноду, то
этот минерал либо разложится с образованием минералов, соеди-
иенных коннодой, либо же, наоборот, заместит эти минералы в по-
Избыточные компоненты показываются рядом с диаграммой: например, из-
ыточный кварц обозначается как «+Qtz».
89
роде. Например, состав ортопироксена, находящийся на конноде
кварц-оливин (рис. 3.116), соответствует минеральной реакции
оливин + кварц = ортопироксен,
которая в зависимости от термодинамических условий будет сме-
щаться вправо или влево. В большинстве природных процессов
смещение происходит вправо; ассоциация оливина с кварцем явля-
ется весьма экзотичной и наблюдается исключительно в железистых
породах.
Рис. 3.11. Треугольная диаграмма состав-парагенезис, показываю-
щая положение пяти минералов и реакцию кордиерит (Сот) + орто-
пироксен (Орх) = кварц (Qtz) + гранат (Grt) (пересечение коннод).
Серый фон — парагенезисы «для фигуративной точки А, отвечаю-
~ щей составу породы. Пустой кружок - минерал, не входящий в
парагенезис.
Чстырехкомпонентные диаграммы в тетраэдрических координа-
тах строятся на тех же принципах, что и трехкомпонентные диа-
граммы. Проекции из вершин тетраэдра или из отдельных минера-
лов на одну из плоскостей также находят широкое использование в
петрологии.
Диаграммы фазового соответствия
Минералы нередко обмениваются между собой компонентами,
приспосабливаясь таким образом к меняющимся внешним условиям -
изменению температуры и в меньшей степени - давлению. Напри-
мер, гранат и биотит при изменении температуры обмениваются же-
лезом и магнием согласно реакции:
Grtpe + BtMg = Grt,.lg + BtFe.
(3.28)
Fe-Mg обмен между минералами описывается выражением
KD = xGrt^Fe /x^Fe^M. = exp [~(AG(,+AGe)/RT], (3.29)
90
гпе Kd - коэффициент распределения Fe и Mg между биотитом и
гранатом (или константа реакции 3.28), х, - мольная доля соответст-
вующего компонента, AG0 - свободная энергия реакции для чистых
компонентов при Р и Т, AG - избыточная свободная энергия реак-
ции.
Распределение компонентов между биотитом и гранатом весьма
чувствительно к изменению температуры. Соответствующую зави-
симость составов минералов от температуры удобно представлять
с помощью диаграммы фазового соответствия в координатах
Хм/^-ХмЛ' (рис. 3.12). С помощью этой и подобных ей диаграмм по
составам сосуществующих (находящихся в равновесии) минералов
можно оценивать температуру. Поэтому данный класс диаграмм и
соответствующих минеральных равновесий называется минералоги-
ческими термометрами.
0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9
Mg:(Mg+Fe+Mn) в ВТ
Рис. 3.12. Гранат—биотитовый геотермометр:
изотермы распределения Mg и Fe между био-
титом и гранатом на диаграмме фазового со-
ответствия (Perchuk, Lavrent'eva, 1984).
3.9. ДИАГРАММЫ В КООРДИНАТАХ ИНТЕНСИВНЫХ ПАРА-
МЕТРОВ
Диаграммы этого типа (Р-Т, T-fo2, P~Pj и др.) имеют широкое
Применение в петрологии, так как, с одной стороны, они отражают
Фазовые отношения в природных системах, а с другой - условия об-
разования или эволюции пород (минералов).
91
3.9.1. Диаграмма давление-температура
Диаграмма давление (/^температура (Г) используется для пред-
ставления и изучения:
• фазовых переходов;
• минеральных реакций с участием летучих компонентов и без
них;
• полей стабильности минеральных парагенезисов;
• условий образования и эволюции пород.
Р-Т диаграммы раскрывают фазовые отношения в системах (па-
пример, минеральных, флюидных) разной сложности: от простей-
ших однокомпонентных до многокомпонентных.
Фазовые переходы на Р Т диаграмме
Мы уже сталкивались с изображением фазовых переходов на Р Т
диаграмме, когда рассматривали условия плавления различных ти-
пов пород (рис. 1.27). В этой главе остановимся на примере про-
стейшей однокомпонеитной системы, состоящей из углерода, в ко-
торой наряду с плавлением происходят полиморфные превращения
(рис. 3.13). В пределах полей стабильности каждой из фаз - графита,
алмаза или жидкости - число степеней свободы равно двум F = С +
+ 2- Р= 1+2-1), т.е. температура и давление здесь могут менять-
ся независимо друг от друга без изменения количества фаз. На лини-
ях фазового перехода число фаз увеличивается до двух (Р = 2). сни-
жая степень свободы до единицы. Система в этом случае становится
моповариантной. Для нее характерно сопряженное изменение обоих
параметров - температуры и давления. В точке пересечения трех
моповариантных линий стабильны три фазы, система становится
инвариантной, т.е. ни один интенсивный параметр не может менять-
ся независимо без изменения количества фаз.
Минеральные реакции на Р—Т диаграммах
Минеральные реакции делятся на два основных типа - обменные
и смещенные. Обменные реакции связаны с обменом компонентами
между сосуществующими минералами при меняющихся внешних
условиях (прежде всего температуре). Такие реакции не приводят к
изменению относительного количества минералов. Например, реак-
ция обмена железа и магния между биотитом и гранатом (3.28) будет
представлена на Р Т диаграмме линиями равных коэффициентов
распределения (рис. 3.14). Субвертикальное положение линий на Р Т
диаграмме отражает' общую для всех обменных равновесий слабую
зависимость от давления.
92
О 2000 4000 6000
Температура, К
Рис. 3.13. Фазовая диаграмма углерода в коор-
динатах давление-температура (Bundy. 1946).
Смещенные реакции протекают с изменением как состава фаз,
так и их относительных содержаний. Смещенные реакции отражают
сопряженные с большими объемными эффектами разложение одних
минералов и образование других. Вследствие этого многие смещен-
ные реакции весьма чувствительны к изменению давления и потому
используются как геобарометры. Ярким примером этого типа реак-
ций является разложение альбита с образованием жадеита и кварца
(и наоборот) (рис. 3.15)
альбит = жадеит + кварц. (3.30)
Для представления состава участвующих в реакции минералов
Достаточно двух компонентов NaAlO-> и SiCB. Поэтому данная ре-
акция, в которой участвуют три минерала (Р = 3), имеет одну степень
свободы, т.е. является моновариантной (F = C + 2- P = 2 + 2 - 3). Со-
гласно правилу фаз, три минерала будут находиться в равновесии
лишь в случае независимого изменения одного из интенсивных па-
раметров - температуры или давления (рис. 3.15). Вне линии реак-
ции количество фаз в системе снижается, приводя к увеличению
степеней свободы или вариантности системы. В поле стабильности
Жадеита и кварца система станет дивариантной (F = 2 + 2 - 2), т.е.
Температура и давление могут меняться независимо. Поле стабиль-
93
ности альбита также дивариантно (F = 1 + 2 - 1), но в данном случае
минимальное число компонентов равно не двум, как в соседнем по-
ле, а одному, так как единственным компонентом является сам аль-
бит (NaAlSiiOg).
Следует отметить, что в природных условиях альбит и жадеит
входят в состав твердых растворов плагиоклаза (Р1) и клинопироксе-
наДСрх) соответственно. В таком случае константа реакции (3.30)
К(3 0) будет зависеть от активностей альбита и жадеита в соответст-
вующих твердых растворах
К*3'30’ = амСрх/альп = (хмГ^Срх/(ХГА1,)Р'.
Активность кварца, являющегося чистой фазой, равна единице и
потому исключена из выражения коэффициента активности. При
вхождении в твердый раствор плагиоклаза анортита его активность
снижается, что приводит к расширению поля стабильности плагиок-
лаза на Р-Т диаграмме. Добавление в систему анортита увеличивает
вариантность системы на единицу (F = C + 2 P = 3 + 2 3). В дива-
риантной системе поля плагиоклаза и жадеита с кварцем разделяют-
ся не линией, как это было в моновариаНтной системе, а полем. Из-
менение состава плагиоклаза в пределах этого поля можно просле-
дить с помощью изоплет альбита - линий равного содержания этого
минала в плагиоклазе (рис. 3.15). Фиксйрованное отношение мина-
лов плагиоклаза сокращает количество независимых компонентов в
системе до двух. В результате вдоль каждой изоплеты может незави-
симо меняться только один интенсивный параметр — давление или
температура, т.е. система становится моновариантной (F = C + 2- P =
= 2 + 2-3). Аналогичный эффект достигается при добавлении к жа-
деиту диопсидового минала. Поле Р-Т стабильности жадеита с квар-
цем становится тем больше, чем меньше жадеита находится в твер-
дом растворе клинопироксена.
Обратим внимание, что изоплеты обменной реакции весьма чув-
ствительны к изменению давления и в меньшей степени - темпера-
туры. Для обменной реакции наблюдались противоположные соот-
ношения (сравните рис. 3.14 и 3.15). Следует отметить, что наклон
линии минеральной реакций на Р-Т диаграмме определяется урав-
нением Клазиуса Клайперона
dP/dT = AS/AV,
где AS и AV - энтропийный и объемный эффекты реакций. Для об-
менных реакций характерны относительно большие энтальпийные и
малые объемные эффекты. В смещенных реакциях, наоборот, объ-
емные эффекты преобладают над энтропийными.
94
Рис. 3.14. Гранат—биотитовый геотермометр на диа-
грамме температура-давление (Perchuk, Lavrent'eva,
1984). Kd - коэффициент распределения.
Рис. 3.15. Минеральная реакция альбит = жадеит +
кварц на Р— Т диаграмме. Тонкие линии - изоплеты
жадеита в клинопироксене и альбита в плагиоклазе.
Цифры - содержания этих миналов в соответствую-
щих твердых растворах.
95
Реакции с участием летучих компонентов. Метаморфические
преобразования горных пород происходят при активном участии
флюидов, основу которых составляют летучие компоненты, выезу.
лающие в роли катализаторов и/или участников реакции. В отличие
от реакций с участием только твердых (кристаллических) фаз, для
реакций с участием летучих компонентов, таких как Н?О (реакции
гидратации-дегидратации)к или СО? (реакции карбонатизации-
декарбонатизации) характерны заметные изменения наклона линий
на Р-Т диаграммах. Например, линия равновесия
Сс + Q = Wol + СО2,
при давлениях до 1 кбар имеет достаточно пологий наклон к оси
температур (рис. 3.16а).
Однако при более высоких давлениях угол ее наклона быстро
растет. Причину такого поведения линии равновесия можно объяс-
нить, применив уравнение Клазиуса-Клайперона, которое отвечает
тангенсу угла наклона линии реакции в Р-Т координатах. Энтропий-
ный эффект AS рассматриваемой реакций всегда положителен (по-
скольку в ходе реакции выделяется газ - фаза с высокой энтропией)
и при изменении давления и температуры меняется незначительно,
т.е. AS ~ const. Поэтому основной вклад в наклон линий вносит из-
менение объемного эффекта реакции AVс давлением, обусловленное
очень большой сжимаемостью газа, несравнимо большей, чем сжи-
маемость твердых фаз, участвующих в реакции. В результате в зна-
менателе данного выражения находится большая положительная
величина. С ростом давления удельный объем СО? за счет сжимае-
мости сокращается, приводя к снижению величины знаменателя и,
следовательно, увеличению угла наклона кривой. При дальнейшем
повышении давления объем газа продолжит сокращаться намного
быстрее, чем объем твердых фаз, обусловливая увеличение угла на-
клона линии равновесия. Отметим, что для рассматриваемой реак-
ции карбонатизации-декарбонатизации и ей подобным, наклон ли-
нии равновесия всегда остается положительным (dP/dT = AS/Al7),
поскольку мольный объем углекислого газа очень большой (по
сравнению с другими летучими) и его сжимаемость не может «пере-
силить» сжимаемость твердых фаз. Иными словами, суммарный
объем сжатого газа и кристаллических продуктов реакции всегда
больше суммарного объема реагентов, т.е. А V реакции > 0. А вот для
равновесий гидратации-дегидратации смена наклона линий в Р Т
координатах при высоких давлениях — широко распространенное
явление, поскольку мольный объем воды намного меньше, чем V
СО?, а сжимаемость - намного больше. В качестве примера мож>*°
обратиться к полю стабильности водосодержашего антигорита (ми'
96
нерал группы серпентина), которое начинает сокращаться при дав-
лении выше 20 кбар (рис. 3.166).
Рис. 3.16. Минеральные равновесия с участием летучих на Р—Т
диаграмме: а - кальцит + кварц = волластонит + СО2 (Johannes,
Puhan, 1971); б - антигорит = энстатит + форстерит + Н2О
(Bromiley, Pawley, 2003). Обратим внимание на резкое изменение
наклона линий с изменением давления.
Диаграмму
Приставка
Псевдосекции для многокомпонентных систем
Большинство горных пород являются многокомпонентными сис-
темами, термодинамическое моделирование которых долгое время
было затруднено отсутствием больших баз термодинамических дан-
ных и мощных компьютеров. Современные петрологические методы
позволяют проводить исследования и таких сложнейших систем.
В последние годы приобрел большую популярность метод псевдо-
секций, с помощью которого рассчитываются Р—Т условия стабиль-
ности (и другие термодинамические и физические параметры) раз-
ных парагепезисов (включая расплавы) для любой породы фиксиро-
ванного состава. В качест ве иллюстрации можно привести фазовую
для базальта срединно-океанического хребта (рис. 3.17).
«псевдо-» отражает тог факт, что многие из минеральных
парагенезисов, рассчитанные для данного состава, никогда не обра-
зовывались, так как эволюция породы затрагивает весьма ограни-
ченную часть Р-Т диаграммы.
Популярность псевдосекций обусловлена не только удобством и
наглядностью при восстановлении термодинамических условий об-
разования пород, но и возможностью предсказывать минеральные
ассоциации (и пропорции в содержаниях минералов), которые будут
97
слагать данную породу при определенных термодинамических усло-
виях. Обратим внимание, что в рамках данного метода можно рас-
считывать нс только равновесные минеральные ассоциации, но так-
же плотность пород, скорости сейсмических волн, изменение соста-
ва минералов, плавление пород и многие другие параметры, необхо-
димые для реконструкции и понимания геологических процессов.
200 300 400 500 600 700 800 900 1000
Т емпера гура, "С
Рис. 3.17. Фазовая Р-Т диаграмма (псевдосекция), рассчитанная
по термодинамическим данным для химического состава карбо-
натсодержащего базальта (Kerrick, Conolly, 2002). Пунктирные
линии показываю! исчезновение минералов, обозначенных как
«Gin—out». Фенгит присутствует во всех полях.
Реакции плавления и кристаллизации на Р-Т диаграммах
Р-Т проекции исключительно важны для освещения процессов
плавления и кристаллизации. Выше обсуждалось влияние давления
и воды на Р Т параметры солидуса пород основного, ультраоснов-
ного и кислого состава (рис. 1.11, 1.16, 1.27). Наряду с линией соли-
дуса, показывающей Р Т условия начала плавления породы при ее
нагревании (или, наоборот, полной кристаллизации магмы при ох-
лаждении), имеется линия ликвидуса, отражающая условия полного
плавления вещества при повышении температуры (или начало кри-
98
сталлизапии магмы при снижении температуры). Ликвидус является
gonee высоко температурным, чем солидус, а между ними находится
переходная область с разной степенью плавления породы. Темпера-
тура солидуса более чувствительна к изменению давления, а значит,
имеет меньший наклон на Р Г диаграмме, чем линия ликвидуса. На-
пример, для перидотита расчетная температура солидуса при 10 кбар
составляет 1250“С, а ликвидуса - 1850"С, а при давлении 60 кбар
линии заметно сближаются до соответствующих значений 1700°С и
|950‘С (рис. 3.18). Добавление в систему воды оказывает на ликви-
дус такое же влияние, как и на солидус температура полного плав-
ления снижается.
Темпера пра. С
Рис. 3.18. Положение линий солидуса и ликвидуса пе-
ридотита в сухой системе по термодинамическим дан-
ным (Katz ct al.. 2003). Цифрами покачана степень
плавления (массовые содержания, %).
Обратим внимание, что магмаобразованне на Земле является ре-
зультатом частичного плавления, степень которого редко превышает
Первые десятки процентов. Примечательно, что температуры обра-
зования расплава, с одной стороны, несколько превышают солидус
матери1|ской породы, а с другой ликвидус новообразованного рас-
•’лава. Связано ую с тем, что выплавка является более богатой SiCK,
следовательно, более низкотемпературной, чем материнская поро-
Да- Например, при частичном (10 20%) плавлении ультраосповпого
ПсРидотита будет выплавляться расплав основного состава. Кри-
99
сталлизацию такого расплава следует рассматривать не в перидоти-
товой (рис. 3.18), а в габброидной (базальтовой) системе (рис. 1.11).
3.9.2. T-fi диаграммы
Многие теологические процессы, контролируемые фугитивно-
стью газовых компонентов - кислорода, водорода и др., представля-
ются в виде диаграмм зависимости температуры от фугитивности
газов. Наиболее важное влияние на эндогенные геологические про-
цессы оказывают реакции окисления-восстановления, многие из ко-
торых являются еще и буферными. Буферными называются реакции,
поддерживающие определенное содержание какого-либо компонен-
та. Например, если в породе присутствуют фаялит, магнетит и
кварц, то фугитивность кислорода будет меняться вдоль кривой
QFM (Quartz Fayalite-Magnetite), отвечающей буферной реакции
(рис. 1.25)
Fe2SiO4 + 0.5 О2 = Fe2O3 + SiO2.
Буферная реакция поддерживает равновесное, т.е. соответствую-
щее данным Р-Т условиям, содержание (фугитивность) кислорода
во флюиде. При дефиците кислорода реакция смещается влево, вы-
рабатывая, таким образом, недостающий Для равновесия кислород;
при избытке происходит обратное - кислород поглощается за счет
смещения реакции вправо. Эффективное кислородное буферирование
возможно в силу исключительно малых содержаний (фуги гивностей)
свободного кислорода в природных флюидах. Так, фугитивность ки-
слорода (/о?) во многих эндогенных процессах исчисляется крайне
малыми величинами - 10'3-10'12 бар (рис. 1.25).
3.9.3. Pi~fij диаграммы
Диаграммы в координатах химических потенциалов широко ис-
пользуются при исследованиях систем с вполне подвижным поведе-
нием компонентов, например в метасоматических процессах. Про-
стейший пример представляет трехкомпонентная система Fe-O2-S2 с
магнетитом (Mag, Fe3O4), пирротином (Руг, FcS) и пиритом (Ру,
FeS2), рассмотренная Д.С. Коржинским в середине прошлого века-
В геологических процессах сера и кислород легко переносятся рас-
творами, в то время как железо ведет себя достаточно инертно. Та-
ким образом, система состоит только из одного инертного компонента-
При фиксированных температуре и давлении все три фазы лишь
тогда будут находиться в равновесии, когда система нонвариантна
(F = K + 2 P = 1 + 2 — 3 = 0) при определенных величинах химических
потенциалов серы ps и кислорода ро2- На ps~Po2 диаграмме это бу-
100
дет соответствовать ноновариантной точке, через которую проходят
•гри моновариантные линии, ограничивающие дивариантные ноля ста-
бильности вышеназванных рудных минералов (рис. 3.19).
Поскольку химический потенциал компонента i (р,) связан с его
активностью (а,) выражением
pt = RT In а„
где R - универсальная газовая постоянная; Т - температура. Любую
диаграмму в координатах химических потенциалов компонентов
можно свести к диаграмме в координатах их активностей.
Рис. 3.19. Трехкомпонентная система
Fe-O2—S2 с магнетитом (Mag, Fe3O4),
пирротином (Руг, FeS) и пиритом (Ру,
FeS2) на y.s~Po2 диаграмме (Коржин-
ский, 1948).
3.10. ДИАГРАММЫ В КООРДИНАТАХ ИНТЕНСИВНЫХ И ЭКС-
ТЕНСИВНЫХ ПАРАМЕТРОВ
Эта группа диаграмм позволяет проследить зависимость фазового
состава вещества от температуры, давления и химического состава
(X). Изотермические Р-Х сечения применяются в метаморфической
петрологии для представления смещенных минеральных равнове-
сий. Например, реакция
(Mg,Fe)2Al4Si5Oi8 = (Mg,Fe)3Al2Si3Oi2 + Al2SiO5 + SiO2
кордиерит — гранат + силлиманит + кварц
НеРсдко представляется на Р-Хдиаграмме (рис. 3.20).
Диаграмма демонстрирует ряд важных черт данного равновесия:
' ?~Т условия разложения (и образования) кордиерита в зависимо-
Сти °т состава системы;
101
2) реакция в магнезиальной системе протекает при более высоком
давлении, чем в железистой;
3) смена минерального парагенезиса происходит не скачкообразно, а
в некотором диапазоне Р-Т условий;
4) составы сосуществующих граната и кордиерита сближаются при
повышении температуры. Т—Х диаграммы весьма эффективны для
представления процессов плавления-кристаллизации и потому часто
называются диаграммами плавкости. Эти диаграммы весьма разно-
образны и являются ключевыми в познании одноименных процессов.
Рис. 3.20. Изотермические сечения реакции кордие-
рит = гранат + силлиманит + кварц на диаграмме
давление-состав системы (NMg=Mg/(Mg+Fe)-100
(Аранович, 1991)).
3.10.1. Диаграммы плавкости
Диаграммы плавкости можно разделить на несколько групп.
I. Диаграммы плавкости систем с минералами переменного со-
става.
II. Диаграммы плавкости систем с эвтектикой.
III. Диаграммы плавкости систем с соединениями, плавящимися
конгруэнтно.
102
IV. Диаграммы плавкости систем с соединениями, плавящимися
инконгруэнтно.
V. Диаграммы плавкости систем с ликвацией.
Остановимся па каждой из этих групп более подробно на приме-
ре двойных (бинарных) систем.
I. Т-Х диаграммы с минералами переменного состава
Эту группу наиболее ярко представляют классические диаграм-
мы плавкости для оливина - форстерит (MgiSiC^) — фаялит (FejSiO.})
и для плагиоклаза - альбит (NaAISijOs) - анортит (CaAISijOs). Вы-
полненные легендарным американским ученым Н.Л. Боуэном еще в
начале XX в., они стали важными вехами в развитии петрологии.
С особенностями этого типа диаграмм познакомимся на примере
кристаллизации плагиоклаза из расплава, отвечающего составу Ап45
в двухкомпопептной системе (альбит + анортит) при температуре
1500°С. В точке А на Т-Х/^п диаграмме (рис. 3.21) имеется одна фаза
расплав и один независимый интенсивный параметр — температура.
Система в таком случае дивариантна (F = 2 + 1 — 1), т.е. состав и
температура (давление) могут изменяться без изменения фазового
состава. При снижении температуры до линии ликвидуса при Th
начинается рост первых кристаллов плагиоклаза. Состав плагиоклаза
показывает точка az па линии солидуса, а расплава - точка ai па ли-
нии ликвидуса.
Ниже температуры Тj находится двухфазная область - расплав +
плагиоклаз. Количество фаз здесь увеличивается на одну и потому
вариантность системы снижается до единицы. Составы расплава и
плагиоклаза при каждой температуре становятся фиксированными,
привязанными к кривым ликвидуса и солидуса соответственно:
снижение температуры способствует смещению составов обеих фаз
в сторону обогащения Na и Si при снижении Са и А1. Количествен-
ные соотношения между плагиоклазом и расплавом в двухфазной
области устанавливаются по рассмотренному ранее правилу рычага
(рие. 3.9). Например, содержание расплава при температуре Т2 будет
отвечать отрезку 2-2.s, а плагиоклаза - отрезку 2г-2 (рис. 3.21а). При
температуре солидуса Тз исчезают последние капли расплава,
имеющего состав Сь Равновесный с ним плагиоклаз (точка 2S на со-
лидусе) имеет тот же состав, что и исходный расплав А.
При использовании диаграмм подобного рода для интерпретации
природных явлений необходимо учитывать три основных сценария,
обусловленных кинетикой процесса и степенью открытости (закры-
тости) системы.
103
Рис. 3.21. а Фазовая диаграмма для системы алиби г
анортит при давлении I атм (Bowen, 1913); б - схема об-
разования зонального плагиоклаза при быстрой кристал-
лизации из расплава с исходным составом Ап45.
А. При медленном охлаждении магматического очага кристаллы
плагиоклаза могут приходить в полное равновесие с расплавом, г с.
полностью изменять состав в соответствии с фазовой диаграммой.
Б. Времени нахождения кристаллов в магматических камерах
обычно недостаточно для дост ижения полного равновесия кристалла
с расплавом. Равновесие реализуется лишь локально в узких зонах
роста, состав которых отвечает меняющейся температуре. В резуль-
тате плагиоклаз приобретает зональное строение с увеличением со-
держания альбитового компонента к краю зерна (рис. 3.216). Пр11
данной схеме кристаллизации часть более кальциевого плагиоклаза
выводится из химического состав равновесной системы, т.е., строго
104
говоря, составы конечного расплава и плагиоклаза будут несколько
сметены в сторону альбита.
В. Рассмотренные выше сценарии предполагают, что магматиче-
ская камера представляет собой закрытую систему, не обмениваю-
щуюся веществом с окружающей средой. В действительности маг-
матические камеры могут пополняться новыми порциями расплава,
что приводит к смещению фигуративной точки (А) состава системы,
а следовательно, изменению состава растущих граней кристаллов.
Среди диаграмм этой группы встречаются и более сложные раз-
новидности, в которых соотношение составов сосуществующего
расплава и минерала меняется на противоположное. Например, на
диаграмме плавкости щелочного полевого шпата (система аль-
бит-ортоклаз) наблюдается температурный минимум в точке d
(рис. 3.22). Вследствие этого минерал является более калиевыми,
чем расплав в диапазоне составов АЬ < 70, а в натровой области (АЬ
> 70), наоборот, расплав становится более калиевым, чем минерал.
Рис. .3.22. Фазовая диаграмма для системы альбит
ортоклаз при Рц,о- 2 кбар (Bowen, Tuttle, 1950).
П. Т~Хдиаграммы плавкост и с эвтектикой
Эвтектика (греч. eutektos - лсгкоплавяшийся) >то точка в сис-
теме из п компонентов, где находятся в равновесии самый низкотсм-
Пературпый расплав и п твердых фаз.
Рассмотрим в качестве примера Г У диаграммы для фаз (мине-
ралов) постоянного состава систему анортит диопсид (рис. 3.23).
105
Диаграмма 3.23 показывает, что температура кристаллизации
расплава в краевых частях системы, представленных составами
анортита и диопсида, снижается по мере добавления в систему дру
того компонента. Изменение состава расплава при снижении темпе-
ратуры показывают линии ликвидуса, которых на диаграмме две.
Начинаясь в краевых составах, они сходятся в эвтектической точке
(е). Через эту же точку проходит изотермическая линия солидуса.
Проследим по Т-Х диаграмме процесс кристаллизации расплава
из точки А, отвечающей составу // = DiiaAn10 (рис. 3.23). Число сте-
пеней свободы (вариантность системы) в точке А равно 2 (F = С + I
- Р = 2 + 1 — 1). При охлаждении расплава до температуры ликвиду-
са Т} начнется кристаллизация анортита, т.е. система становится
двухфазной (анортит+расплав), а значит моповариантной. Расплав
при этой температуре все еще сохраняет первичный состав (/£), так-
как количество выделившихся из него кристаллов анортита крайне
мало. По мерс снижения температуры из расплава выделяется все
больше анортитового компонента и его состав все более удаля-
ется от стороны диаграммы. Изменение состава расплава происхо-
дит вдоль линии ликвидуса. Количественные соотношения между
фазами устанавливаются по правилу рычаТа: например, для анортита
и расплава они определяются но соотношению отрезков 2/-2 и 2 2$
соответственно. При эвтектической температуре Те в равновесии
находятся три фазы - расплав, диопсид и анортит. Вариантность
системы снижается до нуля (F = С + 1 — Р = 2+ 1-3 = 0), т.е. изме-
нение температуры и состава системы становится невозможно без
сокращения количества равновесных фаз в системе. В эвтектической
кристаллизации участвует расплав, состав которого определяется
проекцией точки е на ось составов. Соотношения между кристалли-
зующимися при эвтектической температуре анортитом и диопсидом
будут определяться соотношением длин отрезков 3sj-e и е-3\ соот-
ветственно, т.е. при эвтектической кристаллизации будет преобладать
диопсид. Тем не менее в субсолидусной области породы (при Т < Тс).
находящейся ниже линии солидуса, будет доминировать анортит,
значительные объемы которого были сформированы до эвтектики в
ходе ликвидусной кристаллизации. В итоге твердая фаза будет пол-
ностью соответствовать составу расплава в исходной фигуративной
точке (£)/з(>Л/?7о). Процессы плавления при повышении температуры
будут в точности воспроизводить процессы кристаллизации, но в
обратной последовательности. В случае совпадения состава твердой
фазы и ее расплава говорят о конгруэнтном плавлении. Диаграмма с
эвтектикой (рис. 3.23) является типичным примером такого плавления
Рассмотренный пример показывает кристаллизацию лейкократо-
вого (светлого) габбро. Если фигуративная точка системы находится
в области с высоким содержанием диопсидового компонента (на-
пример, D/8(p4»2o), то кристаллизация будет начинаться с кристаллов
106
клинопироксена и в результате будет образовываться меланократо-
вое (темноцветное) габбро.
Рис. 3.23. Фазовая диаграммы для системы диопсид
(CaMgSi2O6) - анортит (CaAhSiiOs) при Р=1 бар
(Bowen, 1915). Точки: пустые — состав системы, зали-
тые — составы фаз. Стрелки — составы фаз при сниже-
нии температуры. Пунктирные линии: жирные - кон-
ноды, тонкие — проекции составов.
Диаграмма на рис. 3.23 показывает возможность существования в
габбро двух генераций минералов, относящихся к ликвидусной и
эвтектической кристаллизации. Однако при этом нс раскрывается
изменение состава минералов, которое свойственно реальным рас-
плавам.
Ш. Т-Х диаграммы плавкости систем с соединениями, пла-
вящимися конгруэнтно
Соединения (минералы), находящиеся между компонентами ми-
неральной системы, отражают протекание определенных минераль-
ных реакций. Например, совместное существование нефелина и
кварца в природе исключено в силу смещения минеральной реакции
нефелин + кварц = альбит
вправо. Альбит можно рассматривать как соединение в системе не-
фелин кварц, которое плавится конгруэнтно, т.е. с образованием
107
расплава такого же состава, как альбит. Диаграммы с конгруэнтным
плавлением состоят из двух смежных Т-Х диаграмм; в данном слу-
чае это диаграммы с эвтектиками нефелин альбит расплав и аль-
бит-кварц-расплав (рис. 3.24). Кварцсодержащая область представ-
ляет собой простую эвтектику, подобную той, которую мы рассмат-
ривали ранее (рис. 3.23). Надеемся, что читателю не составит труда
разобраться со схемами кристаллизации расплавов в этой области.
Фазовая диаграмма для .системы нефелин кварц показывает, что
даже малейшее изменение химического состава расплава в области
альбита может привести к образованию совершенно разных серии
(кварцевых и бескварцевых) магматических горных пород.
Рис. 3.24. Система нефелин (Ne) - кварц (SiO->) с кон-
груэнтным плавлением альбита при Р=1 бар (Schairer,
Bowen, 1956).
IV. Т-Х диаграммы плавкости систем с соединениями, пла-
вящимися инконгруэнтно
В тех случаях, когда минерал А (соединение) образуется при
взаимодействии другого минерала (В) с расплавом (L), происходит
реакция А = В + L, которая носит название перитектической. При
нагревании минерала А перитектическая реакция смещается вправо
с образованием минерала В и расплава. В таких случаях говорят об
инкопгруэнтном плавлении. Очевидно, что при перитектическом
плавлении первые порции расплава будут отличаться от состава фа-
зы А.
108
Примером инкогруэнтного плавления является система форсте-
рит-кварц (рис. 3.25), в которой при давлении 1 атм наблюдается
перитектическая реакция
MgSiO} = Mg2SiO4 + SiO2,
энстатит форстерит в расплаве
которая смещена влево (растет энстатит) при охлаждении и, наобо-
рот, вправо (энстатит разлагается на форстерит и расплав) при на-
гревании. Перитектическими также называются состав и температу-
ра Тр, соответствующие точке Р.
Рассмотрим кристаллизацию расплава из точки А, отвечающей
промежуточному составу между форстеритом и перитектической
фазой — энстатитом. Кристаллизация форстерита при охлаждении
расплава из точки А начнется при температуре 7). Здесь расплав
еще сохраняет исходный состав \/ и находится в равновесии с пер-
выми кристаллами форстерита. При снижении температуры расплав
обогащается SiO2, изменяя состав вдоль линии ликвидуса.
MgSiCT MgSiO, SiO„ вес.% SiO.
Форсгери! Энсдапп
Рис. 3.25. Фазовая диаграмма для системы форстерит
(Fo) - кремнезем (SiO3) при давлении Р=*1 атм
(Bowen, Anderson, 1914; Grieg, 1927; Winter 2010).
По достижении перитектической температуры Тр начинается пе-
ритектическая реакция между расплавом 2L и форстеритом с обра-
зованием энстатита. Система в этот момент инвариантна (F = С + 1 -
109
- Р = 2 + 1 - 3=0)- изменение температуры или состава системы
невозможно без сокращения количества фаз. Именно так и происхо-
дит: снижение температуры приводит к исчезновению расплава.
Рассмотренная схема, отвечает магматической кристаллизации гарц-
бургита. Примечательно, что все расплавы с составами между фор-
стеритом и энстатитом (перитектическим минералом) не доходят до
эвтектической кристаллизации, и вследствие этого кварц в породе не
появляется. При кристалл изацци расплава из точки В, где содержа-
ние SiC>2 выше, чем в энстатите, первыми при температуре Т2 будут
выпадать кристаллы энстатита. При снижении температуры до эв-
тектической (Гс) начнется совместная кристаллизация энстатита и
кварца из расплава. При Т < Те в породе останутся только энстатит и
полиморфные модификации Si()2.
Таким образом, перитектическая реакция создает специфический
барьер, по обе стороны от которого формируются очень разные по-
роды: составы, находящиеся слева энстатита, порождают перидоти-
ты, а с другой стороны - кварц-ортопироксеповые породы.
V. Диаграммы с ликвацией
Ликвацией называется явление несмссимости жидкостей (или
жидкостной несмесимости).
Ликвирующие расплавы стремятся к минимуму свободной энер-
гии, нередко образуя шарики (глобули) одной жидкости в другой.
Капли масла в воде — типичный пример несмесимости жидкостей.
Ликвация широко распространена во флюидных (например, Н2О-
N?), силикатно-хлоридных, силикатно-карбонатных, силикатно-
фторидных, реже в силикат ных системах.
Примером несмесимости в силикатной системе может служить
рассмотренная ранее диаграмма форстерит (Mg2SiO4) - кварц (SiO2).
где над моновариантным полем кристобалит+расплав находится ку-
пол распада (рис. 3.25). Составы и относительные содержания не-
смешивающихся жидкостей можно проследить в ходе охлаждения
расплава из точки С. При достижении купола распада при темпера-
туре Г3 в расплаве £2, имеющем состав 3/.2, появятся глобули (капли)
расплава L\ с составом 3/,. При снижении температуры будет увели-
чиваться количество глобулей расплава а составы расплавов бу-
дут меняться вдоль обеих сторон купола распада, как это показано
стрелками на рис. 3.25. Система в этой области моновариаптна (F =
= С + 1 - Р = 2 + ] - 2=1), т.е. изменение температуры сопряжено с
изменением состава расплава. При 1713°С начнется кристаллизация
кристобалита, и в точке с2, где сосуществуют три фазы (кристобалит
и два расплава) система станет инвариантной (F = С + 1 - Р = 2 + I -
-3 = 0). При дальнейшем снижении температуры с кристобалитом
будет сосуществовать лишь одни расплав, вариантность системы
ПО
снизится до единицы. В эвтектике при 1543°С из расплава будут
пасти кристобалит и энстатит, система вновь станет инвариантной.
Ниже эвтектической точки расплав исчезает, и далее в равновесии с
энстатитом будет кристаллизоваться сначала кристобалит, а при бо-
лее низких температурах — его полиморфная модификация - триди-
мит.
3.10.2. Диаграммы плавкости в тройных системах
Каждая тройная система является комбинацией трех двойных
систем. Например, в основе тройной диаграммы диопсид-анортит-
альбит (рис. 3.26), раскрывающей особенности кристаллизации
габбро, лежат диаграммы бинарные - диопсид-альбит, диопсид-
анортит и альбит-анортит. Последние две, представляющие диа-
грамму с простой эвтектикой и диаграмму плавления для фаз пере-
менного состава соответственно, рассматривались нами ранее
(рис. 3.21 и 3.24). Это позволит лучше понять процесс кристаллиза-
ции и плавления в тройной системе.
В тройной системе диопсид-анортит-альбит эвтектика отмечает-
ся лишь в двух краевых бинарных системах, где есть диопсид. По-
этому данная система не имеет тройную эвтектику. Вместо нее от-
мечается непрерывный ряд бинарных эвтектик, представленных на
диаграмме так называемой котектической линией ещг, соединяющей
эвтектические точки.
Котектика — это состояние системы, при котором в равновесии
находится расплав и две или более кристаллические фазы.
Котектическая линия разделяет диаграмму на два поля — диоп-
сид + расплав и плагиоклаз + расплав. Рассмотрим схемы кристалли-
зации из каждого из них (рис. 3.23).
Если фигуративная точка А расплава находится в дивариантном
поле диопсида и расплава, то кристаллизация начинается с диопсида
(рис. 3.26). Состав расплава при снижении температуры будет ме-
няться вдоль отрезка А1, лежащего на прямой, соединяющей верши-
ну диопсида, точку А и котектическую линию. В точке 1 на котекти-
ческой линии начнется совместная кристаллизация диопсида и пла-
гиоклаза. Проецируя точку А на основание треугольника (сторона
альбит—анортит) из вершины диопсида, мы как бы выводим из сис-
темы диопсид, что позволяет установить в точке 2 состав расплава
плагиоклаза. На диаграмме плавкости в бинарной системе альбит-
анортит составу 2 соответствуют две конноды - 2[2$ и 4l4s, разли-
чающиеся по температурам ликвидуса и солидуса. Проекция точки
солидуса 2S на основание треугольника показана точкой 3, она пока-
зывает состав плагиоклаза в точке А. Состав конечного расплава
Устанавливается по пересечению котектической линии и отрезка
^*г> соединяющего проекцию точки 4^ на основание треугольника и
111
противоположную вершину треугольника. Кристаллизация заканчи-
вается в точке 6. Итак, изменение состава расплава в тройной систе-
ме происходит сначала в поле диопсида вдоль линии А—>1, а потом
вдоль котектической линии до полного исчерпания расплава в точке
6. Направления эволюции состава расплава и плагиоклаза в бинар-
ной системе показаны кривыми со стрелками 2l~^>4l и 2g-^4s, соот-
ветственно. Заметим, что состав плагиоклаза может быть также ус-
тановлен по изоплетам плагиоклаза, которые на диаграмму не выне-
сены ввиду ее чрезмерной перегруженности.
Из расплава в точке В, находящегося в поле плагиоклаза и рас-
плава, сначала будет кристаллизоваться плагиоклаз (рис. 3.26). Со-
ответствующий состав расплава 7 в чистой системе определяется
тем же графическим способом, который использовался в предыду-
щем примере. В бинарной системе альбит-анортит составу 7 на диа-
грамме плавкости соответствуют две конноды - 7L-7S и 7L-7$, отве-
чающие различным температурам. По проекции точки 7S на осно-
вание треугольника (точка 8) устанавливается состав первых кри-
сталлов плагиоклаза. При снижении температуры плагиоклаз обога-
щается альбитовым компонентом, смещаясь вдоль отрезка 8—7 (на
линии солидуса это соответствует отрезку 7Л-*/3,). Эволюция состава
расплава, соответствующего точке В, устанавливается по пересече-
нию двух линий: одна проходит через точку В и состав плагиоклаза,
другая соединяет состав расплава, отвечающий кривой ликвидуса, и
вершину треугольника. Например, состав расплава т находится на
пересечении линии Di10, опускающейся из вершины Di, с продол-
жением линии 9-В. В результате кристаллизация расплава из точки
В будет происходить по искривленной в сторону альбита траектории
В-12. В точке 12 вместе с плагиоклазом начнет кристаллизоваться
диопсид. Кристаллизация закончится в точке 13, которая устанавли-
вается по пересечению котектической линии с отрезком 11-Di, со-
единяющим вершину треугольника с проекций ликвидусного рас-
плава 1-3 L на основание треугольника (точка 11).
Еще одна известная тройная система диопсид-форстерит-
анортит образована из трех бинарных эвтектических систем, и пото-
му она представлена диаграммой с тройной эвтектикой (рис. 3.27).
Эвтектика сильно смещена к анортит-плагиоклазовой краевой сис-
теме. В результате площадь поля кристаллизации оливина заметно
превосходит поля других минералов. При кристаллизации из фигу-
ративной точки А из расплава будет сначала кристаллизоваться оли-
вин. Дальнейшее изменение состава расплава при снижении темпе-
ратуры будет происходить вдоль линии А—а, спроецированной из
вершины оливина на котектическую линию. В точке а начнется со-
вместная кристаллизация из расплава диопсида и форстерита. Она
продолжится до эвтектической точки Е, где при Т = 1270°С начнут
кристаллизоваться все три минерала. В этой же точке продолжится
112
кристаллизация расплава. Процесс кристаллизации закончится в
этой же точке Е, при снижении температуры ниже эвтектической.
Рис. 3.26. Треугольная фазовая диаграмма, иллюстрирующая лик-
видусные температуры в системе диопсид анортит альбит при дав-
лении 0.1 МПа (Morse, 1994). Бинарная проекция в системе альбит
анортит по данным (Bowen, 1913). Стрелки - направление кристал-
лизации расплава на линиях котектики и ликвидуса, состава плаги-
оклаза налипни солидуса.
1 13
An
Рис. 3.27. Фазовая диаграмма, показывающая ликвпдусные
температуры (°C) в системе диопсид форстерит- анортит по
данным (Bowen, 1915. N4or.se, 1980). Светлые стрелки направ-
ление кристаллизации расплава, темные - снижение темпера-
туры вдоль котектических линии.
ЛИТЕРАТУРА
Аранович Л.Я. Минеральные равновесия многокомпонентных твердых
растворов. М.: Наука, 1991. -254 с.
уКариков В.А. Основы физической геохимии. М.: Изд-во МГУ, 2005. - 654 с.
Лориковский С.П. Фации метаморфизма мегапелитов. М.: Наука, 1979. -262 с.
роржинский Д. С. Парагенетический анализ кварцсодержащих бедных
кальцием кристаллических сланцев архейского комплекса Южного
Прибайкалья // Записки ВМО. 1936. Т. 15. № 2. С. 247-280.
Еоржинский Д. С. Факторы минеральных равновесий и минералогиче-
ские фации глубинности // Труды Ин-та геол, наук АН СССР. 1940.
№ 12. С. 12-21.
Коржинский Д.С. Теоретические основы анализа парагенезисов мине-
ралов. М.: Наука, 1973. - 288 с.
Маракушев А. А. Проблемы метаморфизма // Изв. АН СССР. Сер. геол.
1971. №9. С. 16-28.
Перчук Л. Л. Парагенезис нефелина со щелочным полевым шпатом как
показатель термодинамических условий минерального равновесия //
Докл. АН СССР. 1965. Т. 161. № 4. С. 932-935.
Перчук Л.Л. Равновесия породообразующих минералов. М.: Наука,
1970.-320 с.
Перчук Л.Л., Рябчиков И.Д. Фазовое соответствие в минеральных сис-
темах. М.: Недра, 1976. - 287 с.
Петрография. Ч. 1. Под ред. А.А. Маракушева и Т.И. Фроловой. М.: Изд.
МГУ, 1976.-384 с.
Рингвуд А.Е. Состав и петрология мантии Земли. Пер. с англ. М.: Недра,
1981. Пер. изд.: США. 1975.-584 с.
Соболев В.С., Добрецов Н.Д. Фации метаморфизма. М.: Недра, 1970. - 432 с.
Хайн В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. М.: Изд.
МГУ, 1995.-480 с.
Tgwe J J. Fluid flow in the deep crust // Treatise on Geochemisty (Rudnick R. L.
ed.; Holland H. D. and Turekian К. K., Ed.-in-Chief). 2003. V. 3.
P. 195-228.
Anderson D. L. Theory of the Earth. Blackwell Scientific Publications. 1989.
379 p.
Albarede F. The survival of mantle geochemical heterogeneities. In: Earth
deep structure, composition, and evolution of Earth's mantle (eds.: Van
Der Hilst R.D., Bass J.D., Matas J., Trampert J.). Geophysical Mono-
graph Series. 2013. P. 27 46.
Best M.G. Igneous and Metamorphic Petrology. Oxford Blackwell Science.
2nded. 2003. 752 p.
Barth T.F.W. The feldspar geological thermometers // Neues. Jahrb. Mineral.
Abh. 1951. V. 82. P. 145-154.
Bowen N.L. The melting phenomena of plagioclase feldspars // American
Journal of Science. 4th series. 1913. V. 35. P. 577-599.
owen N.L. Crystallization-differentiation in silicate liquids // American
Journal of Science. 1915. V.189. P. 175-191.
115
Bowen N.L. Progressive metamorphism of siliceous limestone and dolomite //
The Journal of Geology. 1940. V.48. P. 225-274.
Bowen N.L., Anderson O. The binary system MgO-SiO2 // American Journal
of Science. 1914. V. 37 (4th series). P. 487-500.
Bowen N.L., Tuttle O.F. The system NaAlSi3O8-KAlSi3O8-H,O // Journal of
Geology. 1950. V. 58. P. 489-611.
Bridgman P. W. The technique of high pressure experimenting 11 Proceedings
of the American Academy of Arts and Sciences. 1914. V. 49. P. 627-
643.
Bromiley G.D.. Pawley A.R. The stability of antigorite in the systems MgO-
SiO2-H2O (MSH) and MgO-AI2O3-SiO2-H2O (MASH): The effects of
Al3* substitution on high-pressure stability // American Mineralogist
2003. V. 88. P. 99-108.
Bundy F.P., Bassett W.A., Weathers M.S., Hemley R.J., Мао H.K., Voncharov
A.F. The pressure-temperature phase and transformation diagram for
carbon; updated through 1994 H Carbon. V. 34. N 2. P. 141-153.
Burg J.-P., Gerya T. V. Viscous heating and thermal doming in orogenic meta-
morphism: numerical modeling and geological implications // J. Mcta-
morph. Geol. 2005. V. 23. P.75-95.
Campbell I.H., O'Neill H.StC. Science news reference: evidence against a
chondritic Earth //Nature. 2012. V. 483. P. 5^3-558.
Cemic L. Thermodynamics in mineral sciences: an introduction. Springer.
2005. 386 p.
Dziewonski A.M., Anderson D.L. Preliminary reference Earth model // Phys.
Earth Planet. Inter. 1981. V. 25. P. 297-356.
Earth's Dynamic Systems. Chapter 17. Plate tectonics. Web Edition 1.0.
http://earthds.info/pdfs/EDS 17.PDF
Eskola P. On the relations between the chemical and mineralogical composi-
tion in the metamorphic rocks of the Orijarvi region 11 Bull. comm. gcol.
Finlandc. 1915. V. 44. P. 109 143.
Gerya T.V., Perchuk L.L., Van Reenen D.D., Smit C.A. Two-dimensional
numerical modeling of pressure-temperature-time paths for the exhuma-
tion of some granulite facies terrains // Precambrian. J. Geodynamics, 2000.
V. 29. P. 17-35.
Greenwood H. J. (ed) Short course in application of thermodynamics to pe-
trology and ore deposits. Mineralogical Association of Canada. 1977.
230 p.
Grove T.L., Till C.B., Krawczynski M.J. The Role of H2O in Subduction Zone
Magmatism // Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 2012. V. 40. P. 413-39.
Fisher R.V., Schmincke H.-U. Pyroclastic rocks. Springcr-Vcrlag. Berlin-
New York. 1984. 472 p.
Foley S.F. A reappraisal of redox melting in the Earth's mantle as a function
of tectonic setting and time // J. Petrol. 2011. V. 52. N. 7-8. P. 1363
1391.
Fraser D. Thermodynamics in Geology. NATO Science Series: C. Kluwer
Academic Publishers. 1977. 424 p.
116
Friedman l.J. A proposed method for the measurements of geologie tempera-
tures // J.Gcology. 1949. V. 57. N. 6. P. 618-619.
Fukao Y. Obayashi M., Nakakuki T. The deep slab project group. Stagnant
slab: a review // Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 2009.
V. 37. P. 19-46.
Goldschmidt V.M. Die kontaktmetamorphosc im Kristianiagcbiet In kommis-
sion bei J. Dybwad. 1911. N. 11.
Flacker B.R., Abers G.A.. Peacock S.M. Subduction factory-1. Theoretical
mineralogy, densities, seismic wave speeds, and H?O contents // Journal
of Geophysical Research-Solid Earth. 2003. V. 108.1. Bl. Article 2029.
Hawkesworth C.J., Dhidme B., Pietranik A., Cawood P„ Kemp A., Storey C.
The generation and evolution of the continental crust: a review // Journal
of Geological Society of London. 2009. V. 167. P. 229-248.
Hermann J.. Spandler C, Hack A., Korsakov A. Aqueous fluids and hydrous
melts in highpressure and ultra-high pressure rocks: implications for
element transfer in subduction zones // Lithos. 2006. V. 92. P. 399-417.
Herzberg C, Condie K., Korenaga J. Thermal history of the Earth and its
petrological expression. Earth and Planetary Science Letters. 2010. V.
292. P. 79-88.
Ito K„ Kennedy G.C. Melting and phase relations in a natural peridotite to 40
kbar//Am. J. Sci. 1967. V. 265. P. 519-38.
Jarrard R. D. Subduction fluxes of water, carbon dioxide, chlorine and potas-
sium // Geochem. Geophys. Geosys. 2003. V. 4.1. 5. P. 50.
Johannes W., Puhan D. The calcite-aragonite transition, reinvestigated //
Contrib. Mineral. Petrolog. 1971. V. 31. P. 28 -38.
Katz R.F., Spiegelman M., Langmuir C. A new parameterization of hydrous
mantle melting // Geochem. Geophys. Geosys. 2003. V. 4.
doi: 10.1029/2002GC000433.
Keary P. Vine F. J. Global tectonics. Oxford: Blackwell Scientific
Publications. 1990. 302 p.
Kern R., Weisbrod A. Thermodynamics for geologists. Freeman, Cooper and
Co. 1967. 3-4 p.
Kerrick D.M., Connolly J.A.D. Metamorphic devolatilization of subducted
mid-ocean ridge metabasalts: implications for seismicity, arc magmatism
and volatile recycling // Earth and Planetary Science Letters. 2001.
V. 189. P. 19-29.
Kushiro L., Syono Y., Akimoto S. Melting of a peridotite nodule at high pres-
sure and high water pressures // J. Geophys. Res. 1968. V. 73. P. 6023-
6029.
Kretz R. Distribution of magnesium and iron between orthopyroxene and
calcic pyroxene in natural mineral assemblages // The Journal of Geol-
ogy. 1963. V. 71. N. 6. P. 773-785.
Lewis G.N.. Randall M., Pitzer K.S., Brewer L. Thermodynamics. New York.
McGraw-Hill. 1961. 723 p.
Linds ley D. H. Fe—Ti oxides in rocks as thermometers and oxygen barometers
// Carnegie Inst. Wash. Ycarb. 1963. V. 62. P. 60-66.
117
Langmuir C.H., Forsyth D.W. Mantle melting beneath mid-ocean ridges //
Oceanography. 2007. V. 20. N. 1. P. 78-89.
Mann P., Taira A. Global tectonic significance of the Solomon Islands and
Ontong Java Plateau convergent zone // Tectonophysics. 2004. V. 389
P. 137-190.
McDonough W.F. Compositional model for the Earth's core. In: Treatise on
geochemistry (eds. Holland H.D., Turekian K.K.Y V. 2. The mantle and
core (ed. Carlson R.W.). Elsevier. Oxford. 2003. P. 547-568.
Mibe K. Kawamoto T, Matsukage K.N., Fei Y„ Ono S. Slab melting versus
slab dehydration in subduction-zone magmatism // Proceedings of the
National Academy of Sciences USA. 2011. V.108. N. 20. P. 8177-8182.
Mierdel K„ Keppler H, Smvth J.R., Langenhorst F. Water solubility in
aluminous orthopvroxene and the origin of Earth's asthenosphere // Sci-
ence. 2007. V. 315. P. 364-368.
Morse S.A. Basalts and phase diagrams: an introduction to the quantitative
use of phase diagrams in igneous petrology. Krieger Publishers. 1994.
493 p.
Nicolas A. The Mid-ocean ridges: mountains below sea level. Springer Ver-
lag. 1995. 200 p.
Nordstrom D.K. Geochemical Thermodynamics. Blackbum Press. 2006. 504 p.
Ono S., Oganov A.R. In situ observations of phase transition between
perovskite and CaIrO3-type phase in MgSiO3 and pyrolitic mantle com-
position // Earth and Planetary Science Letters. 2005. V. 236. P. 914
932.
Perchuk L.L., Lavrent'eva I. К Experimental investigation of exchange equi-
libria in the system cordierite-gamet-biotite // Advances in physical geo-
chemistry. New York. Springer Verlag. 1983. V. 3. P. 199-239.
Philpots A.R., Ague J.J. Principles of Igneous and Metamorphic Petrology.
Cambridge University Press. New York. 1990. 667 p.
Poli S., Franzolin E., Fumagalli P., Crottini A. The transport of carbon and
hydrogen in subducted oceanic crust: An experimental study to 5 GPa 11
Earth and Planetary Science Letters. 2009. V. 278. P. 350-360.
Pollack H. N., Hurler S. J., Johnson J. R. Heat flow from the Earth's interior:
analysis of the global data set // Rev. Gcophys. 1993. V. 31. P. 267-280.
Ramberg H., De Core G. The distribution of Fe" and Mg" in coexisting
olivines and pyroxenes // The Journal of Geology. 1951. V. 59. N. 3.
P. 193-210.
Rapp R.P., Watson E.B., Miller C.F. Partial melting of amphibolite/eclogitc
and the origin of Archean trondhjemites and tonalites // Precambrian Re-
search. 1991. V. 5LN. 1^4. P. 1-25.
Rudnick R.L., Fountain D.M. Nature and composition of the continental
crust: a lower crustal perspective // Reviews of Geophysics. 1995. V. 33.
N. 3. P. 267-309.
Rudnick R.L., Nyblade A.A. The composition and thickness of Archean conti-
nental roots: constraints from xenolith thermobarometry. In: mantle pe-
trology: field observations and high-pressure experimentation: a tribute
118
to Francis R. (Joe) Boyd (eds. Fei, Y.-W., Bertka, C.M. and Mysen,
B.OX Geochemical Soc. Spec. Publ. 1999 V. 6. P. 3-12.
Rudnick R.L., Gao S. The composition of the continental crust. In: Treatise on
geochemistry (eds. H.D. Holland and К. K. Turekian). 'Oxford: Elsevier.
2003. V. 3. P.1-64.
Santosh M., Maruyama S., Komiya T., Yamamoto S. Orogens in the evolving
Earth: from surface continents to ‘lost continents’ at the core-mantle
boundary // Geological Society. London. Special Publications. 2010.
V. 338.1. l.P. 77-116.
Schmidt M. IV., Poli S. Experimentally based water budgets for dehydrating
slabs and consequences for arc magma generation // Earth and Planetary
Science Letters. 1998. V. 163. P. 361-379.
Schaire, J. F., Bowen N. L. The system Na2O-A12O3-SiO2 // American
Journal of Science. 1956. V. 254. P. 129-195.
Spear F.S. Metamorphic phase equilibria and pressure-temperature-time
paths. Monograph of the Mineralogical Society of America. 1994. 799 p.
Svensen H., Jamtveit B., Yardlev B., Engvik A.K., Austrheim H., Broman C.
Lead and bromine enrichment in eclogite facies fluids: extreme frac-
tionation during lower-crustal hydration // Geology. 1999. V. 27. P. 467-
470.
Till C.B., Grove T.L., Withers A. C. The beginnings of hydrous mantle wedge
melting//Contrib.Mineral. Petrol. 2012. V.163. P. 669-688.
Tilley С. E. Contact-metamorphism in the Comrie area of the Perthshire
Highlands // Quarterly Journal of the Geological Society. 1924. V. 80.
N. 1-4. P. 22-71.
Thompson J.B., Jr. Local equilibrium in metasomatic processes // Researches
in Geochemistry (Ed. P. H. Abelson). 1959. V. l.P. 427-457.
Williams Q„ Hemley R.J. Hydrogen in the deep Earth // Annual Review of
Earth and Planetary Science. 2001. V. 29. P. 365-418.
Winter J. D. Principles of igneous and metamorphic petrology. 2nd (second)
edition. Pearson Prentice Hall. 2010. 702 p.
Wood B.J., Fraser D. G. Elementary thermodynamics for geologists. Oxford
University Press. 1976. 303 p.
WylUe P.J. Mantle fluid compositions buffered by carbonates in peridotite-
CO2-H2O // J. Geol. 1977. V. 85. P. 187-207.
Zhao D., Yamamoto Y., Yanada T. Global mantle heterogeneity and its influ-
ence on teleseismic regional tomography. // Gondwana Resaerch. 2013.
V. 23. N. 2. P. 595-616.
УСЛОВНЫЕ ОБОЗНАЧЕНИЯ
Символы минералов ' •
Ас анальцит FI флюорит Prg паргасит
Act актинолит Fo форстерит Per периклаз
Aeg эгирин СП ' гранат Phi флогопит
Ab альбит Ge геленит Phn фенгит
Ain алланит Ged жедрит Pgt пижонит
Alm альмандин Gin глаукофан Pl плагиоклаз
Amp амфибол Gr графит Prh пренит
And андалузит Grs гроссуляр Pmp пумпеллиит
Adi- андрадит Gru грюнерит Py пирит
Ann аннит Hd геденбергит Prp пироп
Anl анальцим Hem гематит Prl пирофиллит
Ank анкерит He герцинит Po пирротит
An анортит Hbl роговая обманка Pyr пирротин
Ak акерманит Hyp гиперстен Qtz кварц
Ath антофиллит III иллит Rbk рибекит
Ap апатит I Im ильменит ф Ret рихтерит
Arg арагонит Jd жадеит Rt рутил
Aug авгит Kin каолинит Rds родохрозит
Bt биотит Kfs калиевый поле- вой шпат Sa санидин
Brc брусит Krn корнерупин Spr сапфирин
Cam Са клино- амфибол Kut кутнагорит Sep скаполит
Cpx Са- клинопироксен Ky кианит Srp серпентин
Cal кальцит Lc лейцит Sd сидерит
Cep халькопирит Lmt ломонтит Sil силлиманит
Chi хлорит Lws лавсонит Sps спессартин
Cid хлоритоид Mrb мап гезиорибекит Sp сфалерит
Chn хондродит Mgs магнезит Spn сфен
Chu клиногумит Mag магнетит Spl шпинель
Czo клиноцоизит Mrg маргарит St ставролит
Crd кордиерит Me микроклин Stp стильпномелан
Cm корунд Mnz монацит Sti стишовит
Cs коэсит Mtc монтичеллит Sur сурсассит Mg5Al5Si6O2i(OH)7
Cum куммингтонит Mnt монтмориллонит Tic тальк
Dsp диаспор Ms мусковит Tur турмалин
120
Di диопсид Ne нефелин Тг тремолит
Doi доломит 01 оливин Ts чермакит
Drv дравит Отр омфацит v Usp ульвошпинель
Ed эденит Оат ортоамфибол Ves везувианит
En энстатит Or ортоклаз Wad вадслеит
Ep эпидот Ort ортит Wo волластонит
End эвдиалит Орх ортопироксен Zrn циркон
Fa фаялит Osm осумилит Zo цоизит
Fs ферросилит Pg парагонит
фундаментальные физические константы
ускорение свободного падения 9.8 м/с2
число Авогадро 6.022-1023 моль’1
молярная газовая постоянная (R) 8.314 Дж/(К-моль) = 1.987
кал/(К-моль)
константа Больцмана 1.3806 1023 Дж / К
Основные единицы системы измерений СИ
Основная величина Основная единица Обозначение
российское международное
длина метр м in
масса килограмм кг kg
время секунда с s
температура кельвин к к
количество вещества моль моль mol
121
Производные величины и единицы системы измерений СИ
Производные ве- \ Производные Обозначение
ЛИЧИНЫ единицы российское международное
площадь квадратный метр м2 т2
объем кубический метр м3 т3
сила ньютон н N
давление (стресс) паскаль Па (кг м/с2, н/м2) Ра
работа, энергия, количество теплоты джоуль ДЖ J
динамическая вяз- кость паскаль-секунда Па-сек Pas
плотность потока энергии ватт на метр в квадрате вт/м2 W/m2
энтропия джоуль на кель- вин дж/К J/K
удельная теплоем- кость джоуль на ки- лограмм- кельвин дж/(кг-К) J/(kg-K)
теплопроводность ватт на метр- кельвин вт/(м-К) W/(m-K)
молярная теплоем- кость джоуль на моль-кельвин дж/(моль-К) J/(molK)
плотность килограмм на кубический метр кг/м3 kg/m3
удельный объем кубический метр на кило- грамм м3/кг m3/kg ———'
молярная концен- трация моль на кубиче- ский метр моль/м3 mol/m3
122
величины, используемые в геологической литературе
———-————— Величина Единица Обозначение
миллионная доля частей на миллион 1 10 6 от базового показателя. Для массовых концешраций 1 ppm= 1 г/т= 1 мг/кг ppm
.длина ангстрем (1О-1О’10м) микрон (10-10'6м) А pm
время минута час день год миллионы лет МИН ч Д г млн лет
масса грамм (10’3кг) г
температура градусы Цельсия градусы Фаренгейта °C °F
давление бар килобар стандартная атмосфера бар кбар атм=101.325 Па=1.01325 бар
объем кубический сантиметр см3=10‘6м3=0.1 Дж/бар
плотность грамм на кубический сан- тиметр г/см3=103кг/м3
123
Приставки СИ
Наиме- нование Обозначение Мно- житель Наиме- нование Обозначение
россий- ское между- народное россий- ское между- народное
дека Да da 4 10’1 деци д d
гекто г h 10'5 санти с с
кило К k 10’3 милли м in
мега м М 10’6 микро мк м
гига г G пт9 нано н п
тера т Т 1012 ПИКО п р
пета п Р 10’15 фемто ф f
экса э Е 10‘18 атто а а
зетта 3 Z 10’21 зепто 3 Z
иотта и Y ю-24 иокто и У
вес.% - весовые %
мас.% — массовые %
об.% - объемные %
ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ
активность компонента - 79-80, 83, 84
астеносфера - 9, 24—25, 27, 36, 39 *•
барицентрические координаты — 85
внутренняя энергия - 68
законы термодинамики
- второй - 67, 70
— первый - 66, 68
генерация минерала - 77
геобарометры - 58, 93
геотерма - 19,22, 25, 30, 36
геотермический градиент - 36-39
геотермометры — 58, 91,95
горные породы
- магматические - 4, 12, 28, 29, 32,46-48, 5-52, 56, 64, 79, 108
- метаморфические - 4,40,44, 52, 57-58
— метасоматические - 78
— осадочные — 4
горячие точки — 31, 48
давление
- литостатическое — 40
- флюидное — 40
— стрессовое — 40
диаграммы
- давление-температура - 92-99
- плавкости - 56, 102-114
- состав-парагенезис - 89
— способы построения - 85
— фазового соответствия - 90
- - 100
- T-fi~ ЮО
компоненты
- вполне подвижные — 79
- инертные - 79
- системы - 63
коннода - 89
кора
- континентальная - 8, 15-19, 34-35,40
- океаническая - 8-15,37,48
котектика — 111
критическая точка — 43
ликвация - 110
ликвидус - 98-99, 103, 106, 109, 111-114
125
литосфера - 24-25, 32,35-36, 39
мантия — 8, 13, 20, 34
— верхняя - 9, 20, 22
— нижняя — 9, 20, 26
- переходная зона - 9, 20, 25
магматические провинции - 32, 48
мантийный
— диапиризм - 33-34 ч
— плюм -26,31-33
метаморфизм - 37,44,48, 50, 57
- аллохимический - 47
- изохимический - 47, 61
метасоматоз — 47, 62, 79
метод псевдосекций - 97
миналы - 80
минеральная ассоциация - 77
минеральный парагенезис -76-77,92, 97, 102
мольная доля - 80
офиолиты -10, 15
параметры
- интенсивные - 64
- экстенсивные - 64
парциальная энергия компонента - 79
петрология - 4-6, 52-53, 56-57, 59-60, 64
плавление - 13, 24,28, 32,44
— «сухое» - 19,30, 46, 99
- «водное» - 19,28,30, 45-46
— декомпрессионное - 12, 32
- конгруэнтное -106
- инконгруэнтное - 108
пиклогит - 26
пиролит - 9, 21-23
равновесие
— термодинамическое - 70, 72
- локальное - 74
реакция
- обменная - 92-94
- смещенная - 93-94
- буферная - 100
- перитектическая- 108
рестит —13
свободная энергия
— Гельмгольца - 68
- Гиббса - 68-69, 79
126
t система
— термодинамическая — 61
- изолированная - 61
— закрытая - 61
. — открытая - 62
Ев - типы - 68
солидус - 12, 19,24,25, 30,45,46, 50, 98-99, 103, 106, 111-113
Щ состояние системы
К — инвариантное — 75
- дивариантое - 76
Bl". - метастабильное - 73
К - моновариантное — 75
спрединг - 9—14, 31, 34
субдукция - 14-15,28,30, 36—41, 50
твердый раствор - 80
— двухпозиционный - 81
’ — многопозиционный — 81
а - идеальный - 83
- неидеальный - 84
тепловой поток — 6, 16, 31,34
термодинамика - 61
— начала 65
теплоперенос - 35
- адвективный — 36
- конвективный -36
- кондуктивный - 35
фаза - 62
фактор состояния - 68-69, 71, 75-78
флюид - 4, 24, 29,40-47
эвтектика - 105, 108, 112
•нтальпия - 68
энтропия - 69-70, 72, 89
ядро - 8, 10, 20,26
— внутреннее — 10,27
- внешнее - 10,27
Оглавление
Предисловие................................................. 3
Глава 1. Обзор фундаментальных концепций.................... 4
1.1. Предмет, задачи и методы исследования.............. 4
1.2. Внутреннее строение Земли.......................... 6
1.2.1. Земная кора..л................................ 6
1.2.2. Мантия....................................... 20
1.2.3. Астеносфера и литосфера...................... 24
1.2.4. Переходная зона мантии....................... 25
1.2.5. Нижняя мантия................................ 26
1.2.6. Ядро......................................... 26
1.2.7. Влияние тектоники плит на состав мантии...... 27
1.2.8. Влияние плюмов (диапиров) на внутреннее строе-
ние Земли........................................... 31
1.3. Тепловая энергия Земли............................ 34
1.3.1. Источники тепловой энергии и тепловой поток. 34
1.3.2. Механизмы переноса тепла..л.................. 35
1.3.3. Геотермические градиенты и геотермы.......... 36
1.4. Распределение давления внутри Земли............... 40
1.5. Флюиды, их состав, свойства и роль в •процессах
магматизма и метаморфизма.............................. 41
1.5.1. Состав флюидов............................... 42
1.5.2. Свойства флюидов............................. 43
~ 1.5.3. Каталитический эффект....................... 44
1.5.4. Плавление пород в присутствии флюидной фазы. 45
1.5.5. Растворимость компонентов во флюиде.......... 47
1.6. Общие представления о петрогенезе магматических и
метаморфических горных пород........................... 48
Глава 2. История развития петрологии....................... 52
Глава 3. Физико-химические основы петрологии .............. 60
3.1. Основные понятия и определения термодинамики..... 61
3.2. Начала термодинамики.............................. 65
3.3. Термодинамические потенциалы...................... 68
3.4. Термодинамическое равновесие...................... 70
3.4.1. Критерии термодинамического рав! ювссия..... 70
3.4.2. Стабильное и метастабильное состояние........ 73
3.4.3. Принцип локального равновесия................ 74
3.4.4. Правило фаз.................................. 75
128
3.4.5. Минеральные парагенезисы, ассоциации и генера-
ции 77
3.5. Дифференциальная подвижность компонентов.......... 78
3.6. Активность компонентов............................ 79
3.7. Твердые растворы.................................. 80
3.7.1. Понятие твердого раствора................... 80
3.7.2. Однопозиционные и многопозиционные твердые
растворы........................................... 81
3.7.3. Идеальные и неидеальные твердые растворы... 83
3.8. Основные типы петрологических диаграмм............ 84
3.8.1. Способы построения диаграмм................. 85
3.8.2. Диаграммы в координатах экстенсивных парамет-
ров 88
3.9. Диаграммы в координатах интенсивных параметров... 91
3.9.1. Диаграмма давление-температура.............. 92
3.9.2. T-fi диаграммы............................. 100
3.9.3. д —д,- диаграммы........................... 100
3.10. Диаграммы в координатах интенсивных и
экстенсивных параметров............................... 101
3.10.1. Диаграммы плавкости....................... 102
3.10.2. Диаграммы плавкости в тройных системах.... 111
Литература............................................... 115
Условные обозначения..................................... 120
Предметный указатель..................................... 125
По вопросам приобретения книг обращайтесь:
Отдел продаж «ИНФРА-М» (оптовая продажа):
127282, Москва, ул. Полярная, д. 31 В, стр. 1
Тел. (495) 280-15-9б;‘факс (495) 280-36-29
» E-mail: books@infra-m.ru
•
Отдел «Книга—почтой»:
тел. (495) 280-45-96 (доб. 246)
Учебное издание
Алексей Леонидович Перчук
Олег Геннадьевич Сафонов
Павел Юрьевич Плечов
ВВЕДЕНИЕ В ПЕТРОЛОГИЮ
Учебное пособие
Подписано в печать 25.07.2014.
Формат 60x90/16. Печать офсетная. Бумага офсетная.
Гарнитура Newton. Усл. печ. л. 8,25. Уч.-изд. л. 7,38.
Тираж 100 экз. Заказ № 3396
ТК 473350-13327-250714
ООО «Научно-издательский центр ИНФРА-М»
127282, Москва, ул. Полярная, д. 31В, стр. 1
Тел.: (495) 280-15-96, 280-33-86. Факс: (495) 280-36-29
E-mail: books@infra-m.ru http://www.infra-m.ru
Отпечатано в типографии ООО «Канцлер»
150008, г. Ярославль, ул. Клубная, 4-49
Тел.: (4852) 58-76-37, 58-76-39