Декомпрессионное плавление

Декомпрессионное плавление — это процесс частичного или полного перехода горных пород из твёрдого состояния в жидкое (магму), происходящий вследствие быстрого снижения давления при сохранении температуры. Данный механизм является одним из основных способов генерации магмы в верхней мантии Земли, особенно в зонам срединно-океанических хребтов и в мантийных плюмах.

Физическая сущность

В основе декомпрессионного плавления лежит зависимость температуры плавления горных пород от давления. В условиях литосферного давления мантийные породы находятся в твёрдом состоянии, так как их температура ниже точки плавления при данном давлении. При адиабатическом (без теплообмена с окружающей средой) подъёме мантийного вещества вверх давление резко падает, а температура снижается незначительно (адиабатический градиент составляет около 0,3–0,5 °C/км, тогда как градиент температуры плавления — около 3–4 °C/км). В результате порода пересекает солидус (линию начала плавления) и начинает частично плавиться.

Ключевым условием для декомпрессионного плавления является наличие достаточного количества летучих компонентов (прежде всего воды и углекислого газа) в исходной породе, которые снижают температуру солидуса. В сухих перидотитах декомпрессионное плавление начинается на глубинах около 60–80 км, а в присутствии воды — на глубинах до 150–200 км.

Механизм процесса

Адиабатический подъём

Процесс начинается с подъёма мантийного вещества вверх по конвективным течениям. В мантии Земли существуют крупномасштабные конвективные ячейки, которые перемещают вещество от горячих глубинных зон к поверхности. При подъёме вещество расширяется и охлаждается, но скорость охлаждения значительно меньше, чем скорость снижения температуры плавления.

Пересечение солидуса

Когда кривая адиабаты пересекает солидус, начинается плавление. Первые порции расплава образуются в виде плёнок по границам зёрен минералов. По мере дальнейшего подъёма доля расплава увеличивается. При достижении доли расплава около 2–5 % происходит отделение магмы от твёрдого остатка — она начинает мигрировать вверх по трещинам и порам.

Сепарация расплава

Отделившаяся магма, имеющая меньшую плотность, чем окружающие твёрдые породы, поднимается к поверхности. Этот процесс может происходить как в виде непрерывного потока, так и в виде отдельных порций (диапиров). Скорость подъёма магмы может достигать нескольких метров в год в зонах спрединга.

Геологические обстановки

Срединно-океанические хребты

Наиболее распространённый случай декомпрессионного плавления. В рифтовых зонах срединно-океанических хребтов происходит растяжение литосферы, что приводит к пассивному подъёму астеносферного вещества. Глубина начала плавления здесь составляет 60–80 км, а доля плавления достигает 10–20 %. Образующаяся базальтовая магма формирует океаническую кору.

Мантийные плюмы

В зонах горячих точек (например, под Гавайскими островами или Исландией) происходит активный подъём глубинного мантийного вещества. Здесь декомпрессионное плавление может начинаться на глубинах до 200 км, а доля плавления — до 25–30 %. Это приводит к образованию крупных магматических провинций и океанических островов.

Континентальные рифты

В зонах континентального рифтогенеза (например, Восточно-Африканская рифтовая система) декомпрессионное плавление происходит в условиях утонения континентальной литосферы. Здесь характерны щелочные базальты и карбонатиты, что связано с обогащением мантийного источника летучими компонентами.

Отличие от других типов плавления

Декомпрессионное плавление отличается от флюидно-метаморфического (флюидного) плавления, при котором плавление вызывается поступлением водных флюидов, снижающих температуру солидуса. В зонах субдукции, где океаническая плита погружается в мантию, преобладает флюидное плавление, так как выделяющиеся из погружающейся плиты флюиды насыщают вышележащий мантийный клин.

Также существует фрикционное плавление, возникающее при трении в зонах разломов, и ударное плавление, происходящее при падении метеоритов.

Состав образующихся магм

Состав магмы, образующейся при декомпрессионном плавлении, зависит от состава исходной мантийной породы, глубины и степени плавления. Наиболее распространённый продукт — толеитовые базальты, характерные для срединно-океанических хребтов. При более высоких давлениях и меньших степенях плавления образуются щелочные базальты, а при очень малых степенях плавления (менее 1 %) — карбонатиты.

Значение в геологии

Декомпрессионное плавление является основным механизмом образования океанической коры, которая покрывает около 60 % поверхности Земли. Оно также ответственно за формирование крупных магматических провинций, таких как Сибирские траппы, и за вулканизм на океанических островах. Понимание этого процесса необходимо для моделирования теплового режима мантии, конвекции в ней и эволюции литосферы.

Исследования и моделирование

Изучение декомпрессионного плавления проводится методами экспериментальной петрологии (высокобарические эксперименты), численного моделирования и геохимического анализа магматических пород. Эксперименты на многокомпонентных системах при давлениях до 10 ГПа и температурах до 1700 °C позволяют определять положение солидуса и ликвидуса для различных составов мантийных пород.

Численные модели учитывают адиабатический подъём, скорость конвекции, распределение температуры и давления, а также кинетику плавления. Современные модели позволяют воспроизводить процессы в масштабах от отдельных кристаллов до всей мантии.

Примечания

• Декомпрессионное плавление не следует путать с плавлением при повышении температуры (например, в зонах субдукции), где основным фактором является поступление флюидов.
• В условиях очень быстрого подъёма (например, в кимберлитовых трубках) декомпрессионное плавление может происходить почти мгновенно, что приводит к образованию алмазоносных кимберлитов.

Источники

• Уилсон, М. Магматическая петрология. — М.: Недра, 1988.
• Белоусов, В. В. Основы геотектоники. — М.: Наука, 1989.
• Ringwood, A. E. Composition and Petrology of the Earth's Mantle. — McGraw-Hill, 1975.
• McKenzie, D., Bickle, M. J. The Volume and Composition of Melt Generated by Extension of the Lithosphere // Journal of Petrology. — 1988. — Vol. 29, № 3. — P. 625–679.
• Asimow, P. D., Langmuir, C. H. The importance of water to oceanic mantle melting regimes // Nature. — 2003. — Vol. 421. — P. 815–820.