ФЛЮИДЫ - СОКИ ЗЕМЛИ

Каковы  механизмы миграции флюидов в глубинах Земли?

Выявление механизма миграции флюидов в глубинах земли - одна из самых трудных проблем теоретической и экспериментальной петрологии. Пока удалось найти лишь три главных механизма транспорта флюидов в глубинах Земли: (1) свободная фильтрация флюидов по трещинам, каналам и порам в горных породах, (2) растворение в магматических расплавах, (3) высокотемпературное растворение и последующая кристаллизация минералов на фронте движения ненасыщенного компонентами породы флюида.

Фильтрация.

Свободная фильтрация флюида через горную породу определяется не только его свойствами, но и пористостью самой породы, температурой и давлением. В гравитационном поле Земли флюид, обладающий очень никой плотностью и вязкостью, всегда стремится в сторону меньшего давления. Взаимодействуя с породой, он способствует протеканию реакций между фазами. Нередко его компоненты сами входят в состав вновь образованных минералов, или же сам флюид захватываются в виде включений в ходе их роста. Поры и трещины в горных породах обеспечивают не просто миграцию флюида. Поскольку на фронте движения флюид не равновесен с породой, создаются благоприятные условия для их диффузионного или же инфильтрационного взаимодействия. Оно выражается в полном минеральном и химическом преобразовании пород - метасоматзе. 50 лет тому назад Д.С.Коржинский показал, что этот процесс метасоматического преобразования пород в земной коре неизменно сопровождается возникновением четко выраженной зональность в распределении минералов поперек фронта движения порового флюида. Позднее из экспериментальных исследований стало известно, что при T > 600 ⁰C давлении выше 3000 атм. свободная фильтрация флюидов в поровом пространстве породы прекращается. Вместе с тем до ~ 5000 атм. в породе еще остаются микропоры, а в некоторых минералах - структурные микроканалы. Диаметр этих "флюидопроводов" не превышает первые ангстремы. Считалось, что в пределах 5-6 ангстрем через них могут проникнуть практически любые компоненты флюида. Однако поверхность минералов и "микропоры" в них при таких размерах начинают взаимодействовать с компонентами флюида, так что силы притяжения намного превышают силы отталкивания отдельных частиц флюида. В результате он остается "захороненным" либо в микротрещинах отдельных минералов, либо в микроканалах некоторых из них (например, цеолит, кордиерит, слюда).

Наконец, при Р=9000 атм. цеолит и кордиерит неустойчивы, а область стабильности слюды резко сокращается. Но в минералах остаются дислокации. Многочисленными экспериментами доказано, что флюид способен мигрировать через кристаллы по "зонам" повышенной концентрации дислокаций и вместе с ними. Такая миграция не предполагает химической реакции флюида с минералом-хозяином, но способствует закономерному перераспределению газово-жидких включений в нем.

Перенос флюидов магматическими расплавами.

Перенос магмами - наиболее эффективный механизм транспорта флюидов. Он определяется длительностью магматической деятельности и флюидонасыщенностью магмы. Последняя во многом определяется растворимостью летучих компонентов в силикатном расплаве. Она зависит от его структуры, состава и давления, и в меньшей степени - от температуры. Общие закономерности не установлены. Так, при давлении 15 000 атм в системе Н₂О-SiO₂ наблюдается полная смесимость, тогда как в гранитном расплаве растворяется не более 14 мас.%. воды (Т = 620 ⁰С и Р = 10 000). На ликвидусе (точка или геометрическое место точек полного плавления на фазовой диаграмме) расплава диопсида при     Т=1250 ⁰С и Р=20 000 атм максимально растворяется около 22 мас.% воды, тогда как для форстерита, Mg₂SiO₄, она достигает 28 %. СО₂ в силикатных расплавах растворяется в существенно более низких количествах (максимум около 4 мас.% в расплаве диопсида). Растворимость флюидов увеличивается с возрастанием давления. Однако общей зависимости растворимости газов в силикатных расплавах. Более того, экспериментально установлено, что при температуре 1020 ⁰С в интервале давления Р = 10 000 - 11 000 атм., на ликвидусе расплава щелочного базальта растворимость в нем воды увеличивается скачкообразно с 10 масс. % до 20 масс. % . При давлении около 20 000 атм. (Т = 1450 ⁰С) в этом расплаве уже растворяется около 36 мас. %, тогда как растворимость СО₂ при этих параметрах не превышает 1.5 масс.%,. Однако уже при давлении 30 000 атм. в нем растворяется до 7 мас.% СО₂. Так или иначе растворимость флюидов в расплавах снижает на десятые доли их плотность, а вязкость - на порядки, способствуя их перемещению к поверхности Земли. По мере падения давления флюиды освобождаются из расплавов и производят гидротермальное преобразование окружающих твердых пород как в мантии Земли, так и ее коре [2, 4].

Однако не стоит переоценивать объемы переноса флюидов магмами. За исключением кимберлитовых, достоверно не установлено существование в природе насыщенных Н₂О и/или СО₂ силикатных расплавов. Многие океанские базальты содержат ничтожно малые концентрации воды. Нередко и континентальные магмы оказываются "сухими". Так что о количестве магматогенных флюидов приходится судить по степени их воздействия на окружающие породы при кристаллизации магм, сопровождающейся почти полным высвобождением флюидной фазы.

Перекристаллизация.

При медленном просачивании флюида через породу в поле небольшого градиента температуры и/или давления в каком-то конечном объеме породы флюид способен растворять породу на фронте движения и осаждать за фронтом те же минералы. В каждом локальном объеме градиент столь мал, что флюид успевает насыщаться компонентами породы и находится с ней в равновесном состоянии. Энергия системы флюид-порода, в том числе и энергия поверхности кристаллов, достигает минимума. В результате происходит перекристаллизация с укрупнением кристаллов, размеры которых иногда достигают десятков сантиметров. Так возникают гигантозернистые породы. Например, на Ковдорском месторождении, что на Кольском полуострове, встречаются двухметровые кристаллы флогопита.

При освобождении из кристаллизующейся на большой глубине магмы флюид оказывается неравновесным с составом вмещающих пород в отношении многих химических элементов. Чтобы преодолеть создавшийся градиент концентраций, флюид взаимодействует с породой, частично или полностью растворяя ее. Поскольку в зоне контакта магматического тела и окружающей породы существует не только градиент концентраций, но и температуры, а поры и трещины на больших глубинах отсутствуют. В формировании и развитии этих зон флюиды играют первостепенную роль. Зоны метасоматического преобразования пород верхней мантии Земли под воздействием флюидов изучаются по глубинным кристаллическим включениям (ксенолитам) в кимберлитовых трубках. Этот процесс сопровождается замещением флогопитом, апатитом, кальцитом и сульфидами первичных кристаллов оливина, граната и пироксенов, не содержащих в своем составе летучих компонентов. В относительно мало глубинных условиях (не глубже 100 км) вместе с флогопитом иногда появляется амфибол, содержащий повышенное количество калия. Такие изменения в составе минеральных ассоциаций свидетельствуют о привносе в породы калия и воды (флогопит и амфибол), углекислоты (кальцит), фосфора (апатит) и серы (сульфиды). При этом из первичных пород частично выносятся SiO₂, MgO, CaO и TiO₂. Иногда, в тех участках, где порода обогащена флогопитом, наблюдается частичное плавление.

В породах нижней части земной коры при тектонических движениях возникают зоны пластических деформаций. Их формирование сопровождается уменьшением плотности и вязкости пород, что нередко связано с повышенной концентрацией в них флюидов, высвобождающихся при дегидратации минералов при вязком трении. Благодаря каталитической роли флюидов следы протекания в породах наиболее высокотемпературных и наиболее высокобарных реакций в них не сохраняются. В то же время, не попавшие в эти зоны породы могут сохранить и сохраняют такие следы.

Движение насыщенной компонентами породы свободной флюидной фазы к верху под воздействие разности плотностей (в гравитационном поле Земли) известно как миграция флюидных магм по механизму "газового бура" [4].

Следующая страница| Назад