Текст книги "Месторождения и история"

В качестве наиболее распространенного типа подводящего канала выступают системы даек. Такиие системы хорошо описаны в Исландии (Gudmundsson, 1995). Они способны производить сбор тепла с больших площадей и глубин за счет мощного теплоносителя, каким являются газы. Г. Макдональд (1975) считает, что магма сама по себе играет при прорыве пассивную роль. Естественно, прожигание связано не с воздействием силикатного расплава, а с восходящим потоком трансмагматических газов. Его действие подобно действию горелки и этот механизм в общем случае создает цилиндрические (а не линейные) подводящие каналы.

Перенос больших количеств тепла к головной части магматических дрен создает высокотемпературные условия перед их фронтальными частями, вызывая расплавление пород на этом узком участке. Этим процессом, на наш взгляд, проще объяснить выдержанностью на большие расстояния даек крайне малых мощностей. Это скорее всего свидетельствует о том, что дайки заполняют открытые трещины, созданные в процессе тектонического растяжения. В пользу этого предположения свидетельствует постоянная связь даек с роями тектонических разломов и трещин.

Голоценовые рои трещин в Исландии обычно имеют ширину 5 – 10 км и длину 40–80 км, некоторые из них достигают ширины 20 км и длины 100 км и содержат сотни тектонических разрывов. Эти рои представлены базальтовыми лавовыми потоками, возраст которых меньше 10 000 лет (в большинстве мощные потоки лав типа пахое-хое), которые встречаются вблизи оси активной рифтовой зоны. Рой состоит из разломов растяжения (~102 м длины), нормальных разломов (~103 м длины) и вулканических трещин ~1000 м длины. В каждом частном случае количество трещин растяжения в рое превышает количество нормальных разломов или вулканических трещин. Частота (плотность) распределения трендов структур в отдельном рое трещин может аппроксимироваться нормальной кривой. Большинство современных рифтообразующих событий в Исландии происходило в трещинном рое Крафла с 1975 по 1984 годы. На Гавайях дайки ассоциируются с рифтовыми зонами, пересекающими щитовые вулканы (рис. 1.10.28).

Перенос больших количеств тепла к головной части магматических дрен создает высокотемпературные условия перед их фронтальными частями, вызывая расплавление пород на этом узком участке. Только таким образом возможно объяснить то, что дайки пронизывают различные структуры, не нарушая их залегания. Этим же процессом, на наш взгляд, проще объяснить выдержанность на большие расстояния даек крайне малых мощностей.

Гигантские щиты, которые составляют многие срединно-океанические плитовые вулканические острова, могут иметь геотермальные ресурсы. На Гавайях щитовые вулканы питаются от центрального канала, расположенного под вершинной кальдерой и от активных рифтов на склонах (см. пример исследования вулкана Килауэа, представленный в этой главе). Щитовые вулканы сложены тысячами лавовых потоков (от морского дна до вершины), которые питались латеральными потоками из вершинной кальдеры по дайкам вдоль склоновых рифтовых зон. Магма, извергавшаяся из рифтовых эруптивных каналов, двигалась вверх из мантии по прямой, а горизонтально вдоль рифтов из резервуаров, расположенных под вершинными кальдерами. Эти лавовые потоки маломощные, если только они не накапливались в кальдере, в кратере или в долине реки. Когда подземные воды, стекающие в сторону моря, перегораживались роями даек внутри активных рифтов, эти «подвешенные» водоносные горизонты могут питать гидротермы, необходимые для гидротермальных систем. Слоистые толщи пирокластики, палеопочв, зон, сцементированных вторичными минералами, и рои рифтовых даек, которые образуют полупроницаемые водоупоры, ограничивающие водоносные комплексы в склоновых толщах щитовых вулканов (Stearns, MacDonald, 1946) (см рис. 1.10.25).

Рис. 1.10.25. Главные структурные элементы роя трещин Крафла. (Gudmundsson, 1995). 1-структуры растяжения, 2-нормальные разломы, 3-кальдерные разломы, 4-лавовые потоки Фонтанов Миванти 1724–1729 и фонтанов Крафла 1975–1984. Отмечены районы Гьястикки (G), Хрутафьёлл (H), озёра Ейлифсватн (Е) и Миватн (М).

Эти магматические тела, расположенные в верхних 7 км земной коры, ответственны за тепло, которое образует геотермальные системы на Килауэа. М. П. Райан (Ryan, 1987b) определил причины притока большей части магм на малые глубины в земной коре в своем превосходном исследовании районов нейтральной плавучести. Он интегрировал сейсмические и деформационные данные с измерениями физических свойств пород имагм под давлением об изменениях плотности пород земной коры по мере погружения вглубь Земли. Глубже 9 км все макротрещины, микротрещины, поры и швы (стыки) исчезают в результате сжатия общей массы. Ниже семи километров магма транспортируется всплыванием в центральном канале и сила гидравлического дробления является высокой. В интервале 7–2 км плотности in-situ раздробленных пород земной коры и магмы становятся одинаковыми, и магматические тела формируются в точке, где подъём за счёт плавучести более не возможен. Фактом, который подтверждает это, является возрастающая асейсмичность района, что свидетельствует о повышенном отношении флюид/порода. Центр нейтральной плавучести располагается на глубинах от 2.5 до 4.5 км, вынуждая предполагать соответствие между глубинами, на которых магма находится в механическом равновесии с окружающими породами и глубиной магматического резервуара субкальдеры Килауэа. С глубин от 0 до 2 км деформированная и раздробленная кора допускает образования пористой магмы, которая проходит по дайкам. По мере роста вулкана вершинный (субкальдерный) магматический резервуар и связанная с ним рифтовая система поднимаются и достигают механического равновесия внутри лавового щита (Ryan, 1987a, b). Вся магматическая система поднимается как во времени, так и продолжает питаться магмой, но она сохраняется на тех же глубинах под поверхностью вулкана. Большая часть магмой миграции в рифтовые зоны от вершинного резервуара происходит на глубине 3 км – уровень нейтральной плавучести (Ryan, 1987a, b). Магма движется быстро вдоль рифта до тех пор, пока давление гидротерм не упадет ниже давления сил напряжения вмещающих пород. Центр нейтральной плавучести располагается на глубинах от 2.5 до 4.5 км, полагая предполагать соответствие между глубинами, на которых магма находится в механическом равновесии с окружающими породами и глубиной магматического резервуара субкальдеры Килауэа. С глубин от 0 до 2 км деформированная и раздробленная кора допускает образование пористой магмы, которая проходит по дайкам. По мере роста вулкана вершинный (субкальдерный) магматический резервуар и связанная с ним рифтовая система поднимаются и достигают механического равновесия внутри лавового щита (Ryan, 1987a, b). Вся магматическая система поднимается как во времени, так и продолжает питаться магмой, но она сохраняется на тех же глубинах под поверхностью вулкана. Эту важную идею необходимо иметь в виду, когда оцениваются источники тепла щитовых вулканов, аналогичных Килауэа и Мауна Лоа.

Автор отмечает три механизма формирования даек:

Медленное движение магмы, с постепенным ускорением фронта трещины. Вершина дайки поднимается к поверхности, а основание опускается с аналогичной скоростью.

Быстрое движение магмы, во время которого верхушка дайки поднимается быстро и, одновременно, основание опускается. Последующее уменьшение давления сужает дайку и ограничивает её зоной нейтральной плавучести.

Разница давлений в растущей дайке образует интрузию, оформленную подобно ножу, зазубренному с двух сторон. «Зазубрины» имеют амплитуды от 2 до 3 км, где восходящая дайка пересекает поверхность, трещины открываются и начинается рифтовое извержение.

Эти модели были разработаны по данным, собранным в течение последних 20 или 30 лет, когда активность вулкана Килауэа происходила, главным образом, вдоль рифтов. Локализация столбов (некков?) жидкой магмы создает условия для дренирования питающего магматического бассейна и, возможно, главное – для дифференциального подтока богатых кремнеземом летучих трансмагматических растворов. В этом, по-видимому, и заключается главная роль базальтов в процессах кислого вулканизма.

Рис. 1.10.26. (а) Карта острова Гавайи показывает основные рифтовые зоны пяти налегающих друг на друга щитовых вулканов. Изолинии превышений и глубин проведены через 500 метровые интервалы на суше и 1000 метровые интервалы на некотором расстоянии от берега. (b) Cхематический разрез центральной и западной частей вулкана Мауна Лоа, основанный на моделях скоростей Р-волн и плотности пород. (Нill, Zucca, 1987).

Рис. 1.10.27. Концентрация землетрясений и плотность in-situ по глубине под вулканом Килауэа. (а). Распределение землетрясений под вершиной Килауэа до глубины 20 км. Темная часть рисунка относится к объёму под всей кальдерой Килауэа и светлое поле относится к объёму кратера Халемаумау. Предполагается, что асейсмичный район от 2 до 7 км имеет высокое отношение магма: порода. (из Ryan, 1987a.). (b). Плотности in-situ оливинового толеитового базальта около его ликвидуса, вулканические щиты и верхняя часть мантии под островом Гавайи. Переходная плотность глубокого района совпадает с субкальдерным районом накопления магмы под Килауэа.(из Ryan, 1987a.)

На Камчатке рои даек выражены линейными рядами шлаковых конусов и одноактовых лавовых базальтовых вулканов в районах широкого развития ареального базальтового вулканизма. Примером может служить приводимая карта Анаунского района ареального вулканизма в вулканической зоне Срединного хребта Камчатки (см рис. 1.10.28). В вулканической зоне Восточной Камчатки линейная зона шлаковых поясов, также по всей видимости отражающая систему даек, пересекает кальдеру Крашенинникова (Эрлих, 1973).

Рис. 1.10.28. Структурная схема Анаунского района ареального вулканизма в вулканической зоне Срединного хребта Камчатки (из Эрлих, 1973). 1 – рыхлые четвертичные отложения; 2 – небольшие стратовулканы базальтового и андезитобазальтового состава; 3 – базальтовые щитовые вулканы исландского типа; 4 – шлаковые конусы; 5 – щитообразные вулканы Q1-Q2; 6 – поля развития вулкногенных порода неогена; 7 – сбросы; 8 – кальдера Уксичан.

Формирование открытых трещин растяжения наблюдалось в процессе Большого Толбачинского извержения. Извержение на побочном прорыве базальтовых магм у Толбачинских вулканов подтвердило наблюдения, описанные выше. В сборнике статей о Большом трещинном Толбачинском извержении приводятся описания явлений, которые нуждались в соответствующих объяснениях (Федотов, 1984).

Описанные на Килауэа и на Большом трещинном толбачинском извержении явления, подкреплённые данными о механизме движения базальтовых расплавов в плоских каналах, обсуждавшихся в книге Макдональда (1975) и Гудмунссона (Gudmunsson, 1995), приводят к идее о существовании в базальтовых высокотемпературных расплавах (~1200–1400 °C и выше) летучих компонентов, обладающих большой теплоёмкостью. Миграция этого энергоёмкого теплоносители в больших количествах обусловлена высоким температурным напором. Он поддерживается конвективной передачей тепла в магматической системе от источника генерации тепла по системе плоских структур. В них реализуется большая часть тепловых потерь всей магматической системы. Возникает предположение, что летучие компоненты в быстродвижущихся базальтовых расплавах по плоским магмопроводящим каналам в субповерхностных условиях находятся в состоянии низкотемпературной плазмы. У физиков-теоретиков эта гипотеза вызывает резкие возражения, так как в идеальном случае легко летучие компоненты, которые при температурах ниже 1000 °C находятся в газообразном состоянии, могут быть в состоянии низкотемпературной плазмы при температурах 5000 °C, которые в магматических системах нереальны. В последние годы появились плазменные технологии, в которых используется пиролизный газ по составу аналогичный вулканическим газам. По этой технологии в реакционной камере осуществляется пиролизный процесс с образованием при температурах ~2000 °C водорода и окиси углерода, что обеспечивает повышенную калорийность до Qi = 2400 ккал/кг (10 0 МДж/кг). Плазмообразующий газ: азот, воздух, CO₂, водяной пар 1300 °C. Эти газы относятся к продуктам горения.

В качестве дополнительного механизма, обеспечивающего прорыв, может выступать электромагнитогидравлический удар, возникающий при мощных электрических разрядах (Юткин, 1955). Электрические разряды возможно возникают в вдоль всей магматической системы вплоть до области генерации магмы. Соленоид с гальванометром, установленный Ф. Кутыевым близ высокотемпературных фумарол, показал, что стрелка гальванометра отклонялась, свидетельствуя о присутствии заряженных частиц в фумарольных летучих. Ионизация флюидов создает большое количество молний. Многие молнии одним концом касались кратера на Толбачике.

Рис. 1.10.29. Молнии в период Большого Толбачинского извержения (фото Гиппенрейтера В. Е, 2007 год).

В то же время определенно существуют электрические разряды, возникающие в результате трения частиц в пепловой туче. Примером этого, по всей видимости, может служить фото на рис. 1.10.30.

Рис. 1.10.30. Молнии в пепловой туче вулкана Карымский. (Фото В. В. Юдина, 2007 г.)

По представлениям С. П. Соловьева (2006) физическую модель процесса генерации электромагнитного излучения при взрыве зарядов взрывчатых веществ принципиально возможно создать на основе уравнений электромагнитной газодинамики с учетом излучения для общего случая вязкого теплопроводного газа. Однако, эта система уравнений слишком сложна для нахождения общего решения задачи, а создание общей физической модели, включающей весь комплекс явлений, приводящих к генерации электрического и магнитного поля, в настоящее время непреодолима. Приходится рассматривать лишь набор физических механизмов, которые могут привести к генерации электрического и магнитного поля, и на их основе делать оценки возможных электромагнитных эффектов. Исследователи часто переходят к поэтапному анализу процесса с использованием упрощающих предположений, и основные усилия направляются на выяснение того, какой из возможных механизмов является ведущим в конкретных условиях взрыва. Поэтому на сегодняшний день основным источником сведений об электромагнитных эффектах при взрыве заряда взрывчатых веществ являются данные экспериментальных исследований, эмпирические зависимости и модели, построенные на базе этих данных.

Процессы разделения электрических зарядов в пылегазовом облаке взрыва имеют общие черты с процессами, происходящими в пылевых бурях и в пепловых тучах при извержении вулканов. Лабораторные эксперименты по раздуванию частиц пепла и пыли, собранных во время пылевых бурь и извержений вулканов, показали, что частицы приобретают электрические заряды. При этом в одних случаях (исследуемые образцы имели различный гранолометрический и химических составы), объемный заряд облака частиц не изменялся в течение всего времени оседания частиц, а в других наблюдалось изменение знака заряда с течением времени. Исследование распределения электрических зарядов, распыляемых частиц, показывает, что частицы могут нести как положительные электрические заряды, так и отрицательные или быть нейтральными.

Горением называется протекание химической реакции в условиях прогрессивного самоускорения, связанного с накоплением в системе тепла или катализирующих продуктов реакции (Франк-Каменецкий, 1967). Основная особенность горения заключается в условиях, необходимых для быстрого протекания реакции, и они созданы ею самою. Эти условия заключаются либо в большой температуре, либо в высокой концентрации активных продуктов, катализирующих реакцию. Переносчиками реакционных цепей являются свободные атомы, радикалы, органические примеси и т. п. Если сама реакция создаёт условия для своего собственного быстрого протекания, то возникает обратная связь. При незначительном изменении внешних условий возможен переход от стационарного режима с малой скоростью реакции к режиму, когда её скорость нарастает со временем в геометрической прогрессии. К явлениям распространения горения относятся: нормальное распространение пламени горения в неравномерно движущемся газе, турбулентное горение и детонация. Нормальное горение – это распространение пламени при отсутствии газодинамических эффектов, связанных с градиентами давления, или с турбулентностью. Скорость распространения этого идеализированного процесса называется нормальной скоростью пламени. Она зависит от кинетики реакции и коэффициентов теплопроводности диффузии. Нормальная скорость пламени определяется кинетикой реакции на фронте пламени при максимальной температуре горения. В обычных условиях процесс горения сопряжён с движением газа. Если такое движение и не создаётся искусственно, как, например, в доменном процессе, то оно возникает само вследствие термического расширения и увеличения объёма продуктов реакции горения. При сверхзвуковых скоростях движения газов, которые могут возникать во время эксплозивных извержений расплава, в нём возникают ударные волны (скачки уплотнения), т. е. поверхности, где резкое сжатие происходит на расстоянии порядка длины свободного пробега. Работа сжатия преобразуется в тепловую энергию, происходящий при этом разогрев может привести к воспламенению. Распространение горения посредством воспламенения ударной волной приводит к детонации.

В механизме такого распространения пламени теплопередача и диффузия не играют существенной роли. Различают гомогенное, гетерогенное и диффузионное горение. Гетерогенное горение происходит на поверхности раздела фаз. Одно из реагирующих веществ находится в конденсированной фазе (твёрдой или жидкой), другое (обычно кислород) доставляется диффузией из газовой фазы. Для того чтобы горение было гетерогенным, конденсированная фаза должна иметь очень высокую температуру кипения, так чтобы при температуре её горения испарением можно было пренебречь. Примером истинного гетерогенного горения является горение нелетучих металлов. При этом горении образуются тугоплавкие окислы. Как нам представляется, гетерогенное горение характерно для окислительно-восстановительных процессов, происходящих в доменной печи и в магматических колоннах.

Как отмечалось выше, непосредственное изучение окислительно-восстановительных процессов в магматических колоннах нереально. Поэтому некоторую важную информацию о них можно получить при изучении доменного производства (Готлиб, 1966). Температурный режим функционирования сложнейших окислительно-восстановительных процессов, идущих со скоростью горения в доменной печи, поддерживается в интервале температур, свойственном температуре базальтового магматического расплава 1100–1300 °C.

Процессы, происходящие в магматической части гидротермально-магматической системы по многим параметрам сходны с процессами, определяющими пирометаллургию. Магматический расплав в близповерхностных условиях также выделяет Н₂О, СО₂, Н₂, СН₄ и кроме того – SO₂. Во многих анализах присутствуют N₂, HCl, HF. Всё это конечные продукты горения, которые отмечаются при извержении андезитовых и базальтовых вулканов. Рассматривая физико-химические и химико-кинетические процессы в пирометаллургии, можно объяснить некоторые явления, отмечаемые исследователями магматизма. Например, явления свечения базальтовых расплавов на вулкане Изу-Осима и на других вулканах можно интерпретировать как реакции горения газов на поверхности магматического расплава, которое обеспечивает дополнительный разогрев магмы. При этом температура газов достигает 1300–1400 °C, а по некоторым данным 1700 °C. Горение водорода и окиси углерода осуществляется при взаимодействии с кислородом воздуха, в результате чего образуется водяной пар. Необходимо лишь уточнить, что в базальтовом расплаве, температура которого более 1000 °C, молекула воды образуется в остывающей магме. Особенно интенсивно этот процесс происходит при выбросе ее, разбрызгивании и бурном истечении, когда поток магмы характеризуется высокой турбулентностью. Всё это сопровождается активным взаимодействием магматических газов с кислородом воздуха. Если предположить, что вода выделяется из магматического расплава в виде высокотемпературного пара (~1000 °C), энтальпия которого составляет ~1000 ккал/кг[9]9
  Есть разные единицы измерений тепла: джоули, ватты, калории. Авторы предпочитают использовать калории, так как они характеризуют конкретно количество тепла, тогда как другие единицы отражают энергетику.


[Закрыть], то дегазация расплава должна вызывать резкое снижение температуры магмы в магмоводе и на поверхности, как это происходит в пароводяных скважинах (Аверьев, 1965). Огромные теплопотери могут быть компенсированы дополнительным теплом, как поступающим в виде новых порций магматического расплава, так и образующимся за счет протекания экзотермических окислительно-восстановительных реакций, ведущая роль которых в магматическом расплаве отмечалась В. Гиггенбахом (Giggenbach, 1987).

Расчёт скорости обычной диффузии для водяного пара не может обеспечить реально измеренные скорости летучих компонентов, выделяемых магматическими расплавами (Shinohara, Kazahaya, 1995). Экспериментами доказано, что скорость диффузии водорода в силикатном расплаве превышает скорость диффузии молекул воды в 1000 раз (Персиков и др., 1986). Эти данные подтверждаются и на примере доменных процессов: время преодоления высоты домны от фурм до колосников восходящими потоками летучих составляет несколько секунд. Здесь необходимо учитывать, что верхняя часть шихты имеет рыхлую текстуру. При температурах более 500 °C, хотя и происходит спекание шихты, но преодоление летучими этого участка происходит довольно быстро.

Мы полагаем, что выделение свободной газовой фазы в магматической колонне и турбулентное течение в её верхней части создают высокопористую среду. Фильтрация летучих компонентов, в первую очередь водорода и окиси углерода, происходит в этой среде. Размеры пор в магматическом расплаве сопоставимы со средним размером пор в расплаве шихты или в рудном агломерате и составляют 4×10 – 8Å[10]10
  В молекуле Н2 расстояние между центром атомов 0.74 Å, а в молекуле СО – 1.15 Å


[Закрыть]. Молекулы водорода и окиси углерода имеют еще меньшие диаметры. Даже в случае ламинарного течения газы могут мигрировать по ослабленным границам струй, на что указывает пузырчатость полосчатых риолитов и дацитов некоторых экструзий. В более текучем базальтовом расплаве такая фильтрация газов предположительно имеет большие скорости.

Диффузия газовых молекул в сторону этих стыков и последующее перемещение газов со слоями расплавов должно способствовать их перемешиванию с образованием свободных фаз горючих газовых смесей и воспламенению от трения слоёв расплава в ламинарном потоке или от высокой температуры силикатного расплава. В результате горения газовых смесей увеличивается объём продуктов сгорания и выделившееся тепло разогревает эти участки расплава, понижая его вязкость. Одновременно понижается растворимость газов в приграничных слоях. Эта цепочка событий не может описываться термодинамическими уравнениями. Их можно применять лишь к квазистационарным процессам. Основываясь на обсуждениях описанной выше информации, авторы приходят к выводу, что магматический расплав не является инертным телом. На путях миграции от верхней мантии до поверхности Земли в самом магматическом расплаве происходят химические кинетические реакции с выделением и поглощением тепла с различными скоростями при различных давлениях и температурах. Весь комплекс процессов, происходящих в саморегулирующемся магматическом расплаве, обеспечивает автоматическое поддержание теплового режима, который определяет функционирование гидротермально-магматической системы. Главной функцией системы является осуществление передачи тепловой энергии от магматического очага в земную кору и атмосферу.

Таким образом, магматическая конвективная ячейка представляет собой систему потокового типа, в которой господствующим способом тепломассопереноса является вынужденная конвекция. Этот способ теплопередачи обеспечивается многими совместно действующими процессами.

Существенная черта такого поведения в магматическом процессе – эффект самоорганизации, т. е. возникновение, развитие и гибель макроскопических структур в неравновесных условиях. Исследования по теории самоорганизации таких физико-химических систем, как магматическая конвективная ячейка, далеки от окончательного решения и находятся на стадии получения информации и первых обобщений (Полак, Михайлов, 1983). Эти авторы считают, что эффекты самоорганизации наблюдаются в открытых системах потокового типа, связанных, по меньшей мере, с двумя внешними системами, не находящимися в равновесии друг с другом. Незатухающие потоки энергии и вещества поддерживают систему в состоянии, далёком от теплового равновесия. Рост установившейся упорядоченности в таких системах происходит с повышением степени неравновесности при увеличении потока энергии и (или) массы вещества. В случае магматической конвективной ячейки этот эффект фиксируется стадией прорыва магматической колонны через земную кору к поверхности Земли и квазистационарным истечением дифференцирующегося магматического расплава во время извержения. Явления самоорганизации в неравновесных системах принципиально отличаются от явлений упорядочения (фазовых переходов) в равновесных системах, где порядок системы возрастает при понижении температуры. Несмотря на различную природу этих явлений, существует глубокая аналогия в описании равновесных фазовых переходов и эффектов самоорганизации в открытых системах. Равновесные фазовые переходы могут реализовываться в кристаллизующихся магматических очагах, в экструзиях или остывающих лавовых потоках. В связи с этим к ним применимы термодинамические уравнения. Самоорганизация тесно связана с явлениями турбулентности. Оба эффекта наблюдаются в крайне неравновесных системах потокового типа, причём, как правило, при больших интенсивностях потоков следует ожидать именно турбулентное течение. При больших разностях температур, которые имеют место в процессе развития и функционирования магматической системы (разность температур в мантии и земной коре около 1000 °C; разность температур в мантии и в верхних слоях атмосферы ~1300 °C), последняя переходит в состояние с турбулентным режимом конвекции. С другой стороны, если интенсивность внешнего воздействия достаточно мала, состояние открытой системы близко к равновесию. Таким образом, при увеличении интенсивности воздействия наблюдается переход от теплового равновесия к турбулентному режиму, как, например, это происходит при инъекции глубинного базальтового расплава в коровые дифференцированные очаги (Гриб, 1998; Гриб, Леонов, 1992, 1993). Зарождение турбулентности может происходить скачком, либо занимать некоторый интервал значений параметров, характеризующих определенную степень внешнего воздействия на рассматриваемую систему. В последнем случае переход к турбулентному режиму осуществляется путём последовательного усложнения регулярных структур. В качестве примера можно привести события, происходившие во время прорыва базальтового расплава на вулкане Академии Наук в 1996 г. (Федотов, 1997). Сейсмические события свидетельствовали, что продвигающаяся вверх магматическая колонна в земной коре вошла в остывающий коровый магматический очаг, который находился в состоянии теплового равновесия, установившегося после извержения, произошедшего более 20 000 лет назад. В течение ~ 0 часов инъецировавший базальтовый мантийный расплав, нарушив тепловое равновесие в коровом очаге, вызвал образование свободной газовой фазы в охлаждённом и насыщенном растворёнными равновесными газами магматическом расплаве андезито-дацитового, до риолитового, состава. Изменившиеся условия привели к резкому увеличению объема расплава и к возникновению фреатомагматического извержения вулкана Академии Наук. В результате этого извержения был выброшен шлак, пемза, другие виды пирокластики и образовался шлаковый конус на севере Карымского озера. Считается, что образование таких структур отражает явление самоорганизации в неравновесных системах. Параметры внешней среды, как правило, меняются, что вызывает и изменения характеристик рассматриваемой открытой системы. Роль флуктуационных эффектов может быть весьма значительной, особенно в переходной и (или) критической области, т. е. там, где имеет место нарушение устойчивого состояния. Флуктуации в неравновесной среде и в самой неравновесной системе могут влиять на физико-химические процессы самоорганизации в ней. Эти же процессы в силу обратной связи в нелинейных системах могут, в свою очередь, существенно влиять на характеристики и особенности флуктуаций.

Необходимо исследовать кинетические газо-фазовые процессы в условиях взаимодействия газовых фаз между собой и с вмещающим их расплавом. Решение этих задач затруднено почти полным отсутствием теоретических разработок по динамике газов в высокотемпературных силикатных расплавах, не говоря о специальных практических работах. Все исследования в этой области основываются на данных химических анализов магматических пород и на термодинамических реконструкциях, в которых участвуют конечные продукты окислительно-восстановительных реакций. Реальный состав газов, их химическая кинетика в магматическом расплаве петрологическими исследованиями не могут быть изучены, а сами магмы недоступны для таких исследований. В связи с этим авторы настоящей работы считают, что при изучении процессов, происходящих в конвективной ячейке, необходимо использовать метод аналогий с процессами, имеющими место в других областях знаний, а также проводить специальные лабораторные и натурные эксперименты.

Таким образом, газ является важнейшим элементом жизнедеятельности гидротермально-магматических систем. Газовые потоки осуществляют перенос значительной части рудных, щелочных и породообразующих химических элементов и их соединений из магматической конвективной в гидротермальную ячейку. Газ, вероятно, cлужит основной движущей силой для магматического расплава, заставляющей перемещаться его из глубоких недр верхней мантии в верхние горизонты земной коры. Газ является основным связующим звеном (рабочим телом) между всеми структурными элементами гидротермально-магматической конвективной системы (магматическим расплавом – вмещающими породами – проницаемыми зонами – гидротермальным флюидом – метасоматитами).

Таким образом, логически не противоречивым является предположение, что в окислительно-восстановительных процессах в верхних горизонтах Земли должна играть важную роль вода и геологические структуры, которые способствуют её проникновению в земную кору и верхнюю мантию (Григорьев, 1971).