Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
В предыдущих разделах были рассмотрены факторы, определяющие форму и размеры осевой магматической камеры и ее эволюцию. Размеры камеры, форма ее кровли и стенок имеют большое влияние на процессы, происходящие внутри очага, такие как кристаллизация и перемешивание магм, типы магматических извержений и т.д.
Как известно, различающиеся по составу магмы могут смешиваться непосредственно перед или в течение процесса извержения из очага. Процесс перемешивания в магматических очагах многообразен, поэтому в последние годы возрос интерес к анализу конвективных движений расплавов в очаге [193, 113]. Выпадение кристаллов все реже рассматривается как доминирующий процесс кристаллизации магматического очага. Многие исследователи считают, что кристаллы зарождаются и растут вблизи дна и стенок камеры. Если это так, то возможна лишь частичная кристаллизация, когда обедненное жидкое мантийное вещество удаляется в совместном процессе диффузии и конвекции. Был введен даже специальный термин “конвективное фракционирование”, чтобы подчеркнуть роль конвекции в различных процессах кристаллизации [539]. Эти выводы во многом подтверждаются лабораторными экспериментами [128].
Конвективные процессы в магматическом очаге можно подразделить на два основных вида: первый возникает при внедрении жидкой магмы из источника в объем, где происходит смешение, второй -это результат действия .подъемной силы Архимеда в протяженном объеме источника магмы.
Первый из процессов смешения имеет место, когда очередная порция магмы внедряется в камеру
в виде струи или фонтана. Такое течение имеет примерно однородную температуру и состав, аналогичные тем, которые существуют в источнике извержения, пополняющем камеру. Свойства такого течения при заданном составе жидкости определяются числом Рейнольдса: Re = u-dh, где и -средняя скорость жидкой магмы в очаге, d - ширина канала, v кинематическая вязкость жидкой магмы. При Re < 100 течение ламинарно, при Re > 100- турбулентно, при этом происходит интенсивное смешение вещества в конусообразной области камеры. (Заметим, что, если камера имеет форму трубы, то вследствие стабилизации течения ее стенками число Рейнольдса Re > 200). В струйном смешении жидкостей значительную роль может играть и сила плавучести Архимеда.
При втором процессе смешения течение возникает за счет гравитационной неустойчивости жидкости, нагреваемой снизу, или охлаждаемой сверху, или с боков. В этом случае термическая конвекция определяется двумя параметрами: термическим числом Релея:
RaT =g-a-&T-? fxTv,
характеризующим отношение величины дестабилизирующей силы плавучести к стабилизирующему эффекту термической диффузии и числом Прандтля
Pr = v/%r,
являющимся мерой отношения толщины вязкого пограничного слоя к термическому (=Prva). В представленных выше выражениях: g - ускорение силы тяжести, а - коэффициент термического расширения, АТ- разность температур и L - характерная длина зоны, % ~ коэффициент термической диффузии магмы.
Поскольку магма представляет собой многокомпонентную систему, применение к ней модели чисто термической конвекции, либо конвекции, обусловленной градиентами концентрации вещества, далеко не всегда оправдано. Физически более вероятной в этих случаях является модель двухдиффузной конвекции [539]. В этом виде конвекции “действуют” два потока: первый обусловлен градиентом температуры (диффузионный поток энергии), второй - градиентом концентрации вещества (или нескольких веществ, как, например, в магме). Оба потока взаимодействуют друг с другом. Простейший пример - нагревание снизу раствора солей с некоторым градиентом концентрации. В этой ситуации раствор “разбивается” на ряд горизонтальных конвектирующих слоев, в каждом из которых температура и содержание солей перемешаны. Слои разделены поверхностями, через которые тепло и соль переносятся за счет молекулярной диффузии.
В случае с магматическим резервуаром процессы частичного плавления вещества и кристаллизации могут возбуждать конвективные движения за
счет изменения плотности жидкого остатка вблизи твердых стенок резервуара. В самом деле, расплав (остаточный), образующийся после изменяет свою плотность. Например, когда охлаждается высокотемпературный пикритовый базальт, кристаллизуется плотный оливин и образуются остаточные жидкие расплавы пониженной плотности. В этом примере остаточные расплавы более холодные и более легкие, так как изменения в составе влияют на плотность больше, чем изменения температуры. Преобладание композиционного влияния на плотность по сравнению с температурным - довольно частое явление в процессах фракционирования магм в подосевых резервуарах.
Рассмотренные типы конвекционных движений магмы определяют степень и вид процесса смешивания магм в подосевом магматическом очаге. Эти процессы смешивания играют важную роль в пет-рогенетических моделях, используемых для объяснения большого различия типов образующихся магм. В частности, предполагается, что многие свойства базальтов СОХ можно объяснить в рамках модели подосевой магматической камеры, периодически заполняемой новыми порциями первичной магмы, которая смешивается с фракционированной (оставшейся) магмой камеры. Аналогично, детальное изучение цикличной слоистости в слоистых интрузиях и обнаружение хромитовых прослоек у подошвы некоторых цикличных слоев также предполагает смешение новой порции магмы с фракционированной магмой камеры, когда новая порция расплава пополняет расслоенное содержание камеры. С другой стороны, есть не менее веские доказательства того, что кислые и основные магмы могут существовать и не смешиваясь друг с другом, как, например, в композитных дайках и лавовых течениях Ирландии. Столь резкое различие в поведении магмы, которые в одних случаях легко смешиваются друг с другом, а в другом нет, можно объяснить различием вязкости расплава [539].
