Современные представления о строении и составе Земли, ее образовании и возрасте

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Содержание

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

1. Современные представления о строении и составе  Земли, ее образовании и возрасте

 

Появившиеся в глубокой древности представления о форме и размерах Земли с течением времени менялись и трансформировались вместе с общим развитием естественных наук и до достижениями. Длительное время Земля рассматривалась как некое шарообразное тело. В XVII-XVIII вв., когда для изучения размеров Земли стали применяться более точные оптические методы геодезии, было выяснено, что Земля не представляет собой идеальный шар, так как полярный и экваториальный радиусы неодинаковы (сегодня известно, что разница между ними составляет немногим более 21 км). Это свидетельствует о сплюснутости ее по оси вращения. Фигура Земли образовалась под совместным действием гравитационных и центробежных сил. Равнодействующая этих сил называется силой тяжести. Она перпендикулярна земной поверхности и выражается в ускорении, которое приобретает каждое тело у поверхности Земли. На рубеже XVII - XVIII вв. И. Ньютоном теоретически было обосновано положение о том, что под воздействием силы тяжести Земля должна иметь сжатие в направлении оси вращения и принимать форму эллипсоида или сфероида. Впоследствии сделанные во многих странах измерения длины меридианов и параллелей подтвердили теоретические положения и расчеты И. Ньютона. Эти данные также показали, что Земля является не двухосным, а трехосным эллипсоидом, так как экваториальные радиусы отличаются по длине на 213 м.

Хотя представления о форме Земли как об эллипсоиде в первом приближении оказались верными, в действительности ее реальная поверхность оказалась более сложной. Наиболее близкой к форме Земли является своеобразная фигура, получившая название геоида (дословно – землеподобный) (рис. 1).

Рис. 1. Положение поверхностей рельефа Земли, сфероида и геоида

Геоид – некоторая воображаемая форма, по отношению к которой сила тяжести повсеместно направлена перпендикулярно. Она совпадает с уровнем Мирового океана и продолжается, погружаясь под материки, как бы сглаживая их рельеф. Таким образом, геоид – это уровенная поверхность океанов гравитационного потенциала (т. е. во всех своих точках перпендикулярная направлению отвеса), совпадающая с поверхностью Мирового океана.

Форма и размеры Земли были вычислены геодезистом А. А. Изотовым в 1940 г. Выведенная им фигура впоследствии получила название эллипсоида Красовского. Вычисленные с помощью космических аппаратов основные параметры по эллипсоиду Красовского следующие: экваториальный радиус – 6378,245 км; полярный радиус – 6356,863 км. Площадь поверхности Земли составляет около 5210 млн км2, ее объем – 1,083-1012 км3. Масса Земли равна 5,976-1027 г или 5,976-109 трлн т.

Зная объем и массу Земли, можно определить ее среднюю плотность. Она равна 5,52 г/см3 или в 5,52 раза выше плотности воды. Лабораторными исследованиями установлено, что плотность горных пород на земной поверхности равна 2,8 г/см3. Это означает, что в ее недрах должны находиться горные породы, в несколько раз превышающие среднюю плотность Земли.

Галактика Млечного Пути вращается вокруг своей оси с неодинаковой угловой скоростью в различных точках, ее скорость возрастает по мере удаления от центра Галактики. Полный оборот вокруг Центра Галактики Солнце совершает за 215 млн лет, вращаясь со скоростью около 25 * 104 м/с. В то же время Галактика постоянно поступательно движется в направлении созвездия Единорога со скоростью около 21 * 104 м/с. Земля, являясь составной частью Солнечной системы, участвует в этих движениях вместе с Солнцем.

Одновременно Земля вращается вокруг Солнца по эллиптической орбите с запада на восток (орбитальное движение). Эксцентриситеторбиты равен 0,017. Наиболее близкая к Солнцу точка земной орбиты называется перигелием, наиболее удаленная – афелием. Полный оборот вокруг Солнца наша планета совершает за 365 сут 5 ч 48 мин 46 с. Характерно, что на отдельных участках орбиты Земля движется быстрее, нежели на других. Первую половину своего пути по орбите Земля проходит примерно за 186 сут (с 21 марта по 23 сентября), вторую – за 179 сут (с 23 сентября по 21 марта). Наибольших значений орбитальная скорость достигает в перигелии, наименьших – в афелии.

Наряду с орбитальным движением Земля постоянно совершает вращательное движение вокруг своей оси. Такое вращение происходит с запада на восток.

Полный оборот вокруг своей оси планета совершает за одни сутки (23 ч 56 мин 4 с) с угловой скоростью 77,292116-10"5 с-1 или со средней линейной скоростью 465 м/с. Продолжительность такого оборота (продолжительность суток) и угловая скорость в течение года меняются. Наибольших значений продолжительность суток достигает в марте, наименьших – в августе.

На Земле имеется ряд неопровержимых доказательств ее осевого вращения. Это не только смена дня и ночи, но и выпуклость Земли в экваториальном поясе и сплюснутость ее у полюсов. Объяснить это иначе чем осевым вращением невозможно., так как оно возникает при участии центробежной силы, развивающейся только при вращении тел. Под влиянием данного движения возникает так называемое кариолисово ускорение. Его действием объясняют подмыв правого берега рек в северном полушарии и левого – в южном. Это же ускорение отклоняет от меридиана воздушные и морские течения с эффектом, прямо пропорциональным массе движущихся воздушных и водных масс1.

Ярким доказательством осевого вращения Земли является известный опыт, поставленный Ж. Фуко в 1851 г. с физическим маятником. Опыт основан на законе механики, в силу которого всякое качающееся тело стремится сохранить плоскость своего качения при одном условии: на него не действует никакая другая сила, кроме силы тяжести.

Наблюдателю по истечении некоторого времени после начала качания маятника кажется, что плоскость качания поворачивается вокруг вертикали данного места по часовой стрелке (в южном полушарии – против часовой стрелки). В действительности же поворачивается не плоскость качания маятника (она остается неизменной), а Земля переместилась под маятником с запада на восток.

Другим важным доказательством осевого вращения Земли является отклонение падающих тел к востоку в северном полушарии и к западу в южном полушарии. Это вызвано тем, что чем дальше находится точка от оси вращения Земли, тем больше ее скорость вращения с запада на восток.

Скорости осевого вращения и движения Земли не остаются Погодиными. Изменения скоростей осевого вращения могут быть трех типов: вековыми, скачкообразными и периодическими, или сезонными. Вековые изменения приводят к увеличению периода вращения Земли вокруг своей оси. В результате этого продолжительность суток за последние 2000 лет возрастала в среднем на 0,0023 с в столетие. Нерегулярные изменения способны удлинять или сокращать продолжительность суток до 0,004 с. Периодические изменения приводят к тому, что время осевого вращения Земли в течение года может различаться на ±0,001 с.

Изменения скорости орбитального движения Земли и скорости ее осевого вращения происходят под действием ряда причин. Так называемые внутренние причины обусловлены колебаниями момента инерции Земли. В силу этого происходит уменьшение земного радиуса каждые сто лет на 5 см, а иногда и на 12 см. Изменение радиуса Земли происходит неравномерно. Оно обусловлено неустойчивостью механического и физико-химического состояния земных недр. Уменьшение радиуса планеты сопровождается резким увеличением давления во всех слоях ее недр, что приводит к перетоку новых масс в состав ее ядра и к его уплотнению. В целом из-за гравитационного сжатия и уменьшения земного радиуса наблюдается так называемое вековое ускорение вращения планеты, составляющее в относительных единицах 1,4- 10-8 в столетие.

Большое влияние на изменение скорости орбитального и осевого вращения Земли оказывают внешние причины. В первую очередь это касается приливного трения, воздушных течений и взаимодействия сезонной циркуляции атмосферы с земной поверхностью. В результате влияния на Землю притяжения Луны и Солнца в океанах и морях образуются приливные волны. Они перемещаются в направлении, противоположном вращению планеты, что приводит к уменьшению энергии вращательного движения Земли.

В земной атмосфере действуют постоянные воздушные течения, размеры которых сопоставимы с площадью материков. Скорости этих течений в среднем составляют зимой около 100 м/с, летом – 70 м/с. В целом воздушные потоки направлены зимой с запада на восток, а летом – с востока на запад. В результате трения воздушных потоков с земной поверхностью вращение Земли замедляется.

Большая роль в изменении скорости вращения нашей планеты принадлежит взаимодействию сезонной атмосферной циркуляции с поверхностью Земли. В северном полушарии над материками обычно летом возникают области низкого, а зимой высокого атмосферного давления. Это вызвано большим прогреванием летом суши, чем моря, а зимой – наоборот. В результате «избыточные массы воздуха» скапливаются над сушей зимой, над морями и океанами – летом. Вместе с географическим распределением материков в обоих полушариях это вызывает периодические изменения скорости вращения Земли. По мнению геофизиков, возможные напряжения от этих избыточных воздушных масс на поверхности Земли могут в сотни раз превышать напряжения, требуемые для объяснения наблюдаемых сезонных колебаний продолжительности суток. Поэтому наряду с годовыми и 11-летними колебаниями скоростей вращения, вызванными солнечной активностью, могут существовать колебания, соответствующие разнообразным циклам погоды и имеющие период около трех месяцев.

Поверхность Земли по существу является поверхностью раздела. Она отделяет твердое тело Земли от расположенной на ее поверхности жидкой водной оболочки – гидросферы и внешней газовой оболочки, называемой атмосферой.

Атмосфера. Согласно многочисленным данным, верхнюю границу атмосферы проводят по высоте 700 – 800 км или даже 900 – 1000 км, а с учетом экзосферы граница перехода атмосферы в космическое пространство лежит на высоте 2000 – 3000 км. В настоящее время земная атмосфера содержит 5,3-103 трлн т воздуха, но это составляет всего около одной миллионной части массы всей Земли. Атмосфера по своему составу и распределению массы весь неоднородна.

Плотность воздуха на уровне моря в среднем равна 13–10-3 г/см3. С высотой плотность воздуха быстро убывает, так что 3/4 ее массы приходится на нижние 10 км. По вещественному составу, температуре и характеру воздушных течений в ней выделяют несколько слоев. Разделяющие их границы носят название пауз. По резкой смене температур выделяются тропопауза, стратопауза, мезопауза, экзопауза (рис. 1). Они выполняют запрещающие и разрешающие функции. Паузы являются не строго определенными границами раздела. В них неоднократно возникают разрывы, через которые происходит обмен веществом и энергией между соседними слоями.

 

Рис. 1. Схематический разрез атмосферы:

1 – верхняя граница литосферы (о – суша, б – океан); 2 – серебристые облака; 3 – перламутровые облака; 4 – ярусы облачности в тропосфере; 5 – полярные сияния; 6 – температурная кривая;

7 – слой распространения озона; 8 – слой наибольшей концентрации озона (озоновый слой)

 

 

 

 

 

 

Тропосфера. В тропосфере сосредоточено около 90 % массы атмосферы. В ней формируются погода и климат, возникают мощные воздушные течения, циклоны и антициклоны. Сухой воздух состоит из 78,08 % азота, 20,95 % кислорода, 0,93 % аргона, 0,03 % углекислого газа и малых количеств благородных газов и водорода. Важную роль в формировании погоды и климата играют термодинамические активные примеси (ТАП). К ним относятся пыль и пары воды. Пары воды и облачность вместе с углекислым газом влияют на потоки коротко- и длинноволнового излучения и вносят большой вклад в создание парникового эффекта. Это означает способность атмосферы пропускать солнечную радиацию до подстилающей поверхности, но поглощать собственное тепловое излучение подстилающей поверхности и нижележащих тропосферных слоев.

Тропосферная пыль имеет различное происхождение. Она поступает в тропосферу во время вулканических извержений, поднимается сильными ветрами с открытых пространств. Много пыли в тропосфере имеет промышленное или антропогенное происхождение.

От земной поверхности температура медленно понижается и на высоте 10-12 км составляет от -60 до -70 °С. На уровне стратопаузы на высоте от 15 до 18 км температуры стабилизируются.

Стратосфера. В стратосфере до высоты около 40 км температура воздуха колеблется в пределах от -40 до -50°С, но затем быстро возрастает, достигая положительных значений около 15 °С. В настоящее время в стратосфере обнаружена активная вертикальная циркуляция воздуха, приводящая к перемешиванию воздуха до высот порядка 30-40 км. Это обеспечивает примерно постоянный газовый состав в стратосфере. Преобладающее направление ветров в стратосфере – восточное в отличие от западного в тропосфере.

Исключительно важной особенностью стратосферы и верхней части тропосферы является наличие озонового слоя. Он распространен на высоте от 17 до 30 км. Благодаря озоновому слою большая часть ультрафиолетового излучения задерживается.

Мезосфера. Ее газовый состав, в котором преобладают азот и кислород, весьма устойчив. Температура от нижней границы к верхней вновь понижается, достигая значений от -70 до -90 °С. У верхнейграницы образуются так называемые серебристые облака, представляющие собой скопления мельчайших кристалликов льда2.

Термосфера. Это наиболее разреженный слой, для которого характерны повышенная ионизация входящих в ее состав газов, а также существенное повышение температуры. Она изменяется от -90 °С на высоте около 80 км до 400 °С и более на высоте около 200 км. Среднее содержание водяного пара в атмосфере составляет около 2,6 % (об.). Для средних широт оно равно 1,3 % летом и 0,4 % зимой. Кроме того, незагрязненная атмосфера, помимо пыли (0,02 мг/м3), содержит сернистый ангидрид (S02), оксид углерода (СО), оксид азота (NO), а также ряд соединений и бактерий.

Гидросфера располагается между атмосферой и твердой земной поверхностью. Это прерывистая водная оболочка Земли, кроме Мирового океана в ее состав входят наземные и подземные воды.

Гидросфера – одна из оболочек Земли, которая сыграла одну из самых важных ролей в геологической истории Земли. В ее пределах возникла жизнь и прошли сложнейшую эволюцию земные организмы. В гидросфере возникли своеобразные ландшафты, образовались осадочные горные породы и благодаря своей динамике в пределах гидросферы сформировался рельеф Земли. Гидросфера объединяет все известные нам формы природных вод: воды, находящиеся в магматических расплавах, в химических соединениях в минералах и горных породах, сорбированные поверхностью минеральных зерен, в капиллярной осмотической, в вакуольной и биологически связанной формах. Вода находится в газообразном, жидком и твердом состоянии. Эти формы постоянно переходят одна в другую и взаимодействуют с соседствующими сферами. Например, жидкая вода превращается в пар или в лед, пар конденсируется, лед тает. Вода нередко входит в кристаллическую решетку некоторых минералов, причем при повышении температуры минералы теряют воду. Вода прямо или косвенно участвует во всех природных процессах, происходящих как на поверхности Земли, так и в ее недрах.

Масса гидросферы составляет 1,46 * 106 трлн т воды и льда. Она в 275 раз превышает массу атмосферы, но составляет всего одну четырехтысячную часть массы всей Земли. Около 94 % массы гидросферы составляют соленые воды Мирового океана. Из оставшихся 6 % около 3/4 приходится на подземные и поверхностные воды (озера, водохранилища, реки, болота) и только 1/4 на горные ледники и ледники Гренландии и Антарктиды.

Земная кора. Представления о составе и физическом состоянии областей, находящихся в земных глубинах, основывается на комплексных геофизических исследованиях недр. Главным из них является сейсмический метод (от греч. «сейсма» – сотрясение). По данным сейсмического зондирования, исходя из скоростей прохождения сейсмических волн, выделяют три главные сферы Земли, отде-денные одна от другой поверхностями раздела, в которых резко ме-нЯЮтся их величины.

Земная кора – это твердая верхняя (внешняя) оболочка Земли. £е мощность колеблется от 5-20 (12) км под водами океанов до 30 - 40 км в равнинных областях и до 50 - 75 км в горных регионах. Если принять среднюю мощность (толщину) земной коры равной 33 км, а среднюю плотность веществ в ней – 2,8 г/см3, то масса коры окажется равной 4,7 * 107 трлн т, что составит около 0,8 % всей массы Земли.

До недавнего времени этот слой называли сиалью (от начальных букв слов silicium – кремний и aluminium – алюминий). Это отличало ее от нижележащих слоев, которые были известны под названием сима (silicium + magnium).

В действительности земная кора состоит из легкоплавких силикатов с преобладанием алюмосиликатов. Больше всего в земной коре кислорода (49,13 %), кремния (26 %) и алюминия (7,45 %). Кислород в земной коре содержится не в свободном виде, а в форме оксидов. Здесь в среднем находится 58 % Si02,15 % А1203,8 % FeO u Fe203, 6 % СаО, 4 % MgO и Na20, 2,5 % К20. В разных горных породах до вольно много содержится радиоактивных долгоживущих изотопов урана, тория и калия. Больше всего их находится в гранитах и меньше всего в перидотитах и дунитах.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рис. 3. Строение внутренних оболочек Земли

 

Граница земной коры от нижележащей мантии выделяется довольно резко. Ниже этой границы скорость продольных волн возрастает до 7,9-8, а иногда даже до 8,3 км/с, поперечных волн – до 4,5-4,7 км/с. Сейсмический раздел впервые был установлен югославским сейсмологом А. Мохоровичичем и в честь его назван поверхностью Мохоровичича (сокращенно Мохо или М) (рис. 3).

Мантия Земли распространяется под земной корой до глубины 2900 км от поверхности. Ее делят на две части: верхнюю – слои «В» и «С», которые распространяются до глубины 900-1000 км, и нижнюю - слои «D» и «D]» от глубин 900- 1000 км до 2900 км. Слой «В» именуют слоем Гутенберга, а слой «С» называют переходным слоем или слоем Голицына. Граница между слоями «В» и «С» располагается на глубине около 410 км, при переходе через которую сверху вниз скорости сейсмических волн резко возрастают. Сейсмическими методами в слое «В» верхней мантии установлен слой относительно менее плотных, как бы «размягченных» пластичных горных пород. Он называется астеносферой (от греч. «астянос» – слабый). В астеносферном слое наблюдается понижение скорости сейсмических волн, что особенно касается поперечных. Это, а также повышенная электрическая проводимость свидетельствуют о том, что речь может идти о своеобразном состоянии вещества. Оно вязкое и более пластичное по отношению к горным породам вышележащей земной коры и нижележащей мантии. Астеносферный слой располагается на различных глубинах. Под континентами он находится от 80-120 до 200-250 км, а под океанами – от 50-60 до 300-400 км. Вязкость астеносферного вещества существенно меняется как в вертикальном, так и в горизонтальном направлениях. Меняется и его мощность3.

Твердый надастеносферный слой мантии вместе с земной корой называется литосферой. Ниже астеносферы скорость продольных сейсмических волн резко возрастает, достигая на глубинах 900-2000 км 11,3-11,4 км/с.

Слой «С» отделяется от нижней мантии границей на глубине около 1000 км, где рост скоростей распространения сейсмических волн с глубиной резко замедляется. В нижней мантии скорости поперечных волн хотя и продолжают расти, но значительно медленнее, чем в слое «С» верхней мантии, достигая на глубинах 2700-2900 км 13,6 км/с. На глубине 2900 км намечается новый раздел сейсмического характера, который отделяет мантию от ядра. Здесь скорости продольных волн скачкообразно падают с 13,6 км/с в основании мантии до 8,1 км/с в ядре.

Ядро Земли. В нем выделяют внешнее, переходное и внутреннее ядра. Внешнее ядро располагается на глубине от 2900 до 4980 км, сходное до глубин 5120 км, а внутреннее ядро находится ниже, 120 км. Скорость распространения продольных (волны Р) сейсмических волн в нижней части земной коры в среднем составляет 6,5-7 4 км/с, а поперечных (волны S) – около 3,7 – 3,8 км/с.

Образование Земли и ее возраст. Земля, как и другие планеты, возникла из солнечного вещества. Документальными свидетелями допланетной стадии развития вещества и ранних этапов существования Земли служат соотношения изотопов и радиоактивность химических элементов, из которых состоят Земля и метеориты. На основании данных астрофизики и космохимии можно предполагать, что задолго до формирования планет Солнечной системы их вещество прошло звездную стадию, включавшую синтез ядер атомов в недрах звезд, одна из которых была предком Солнечной системы. В результате Большого Взрыва этой звезды в плоскости ее экватора образовалась дисководная протопланетная туманность.

Исходным материалом для образования планет был так называемый звездный газ – разобщенные ионизированные атомы. По мер охлаждения в соответствии с температурными условиями из него возникали твердые частицы и происходила их консолидация. Древнейшими твердыми телами Солнечной системы являются метеориты. Их возраст по данным ядерной геохронологии составляет 4,5-4,7 млрд лет. Абсолютный возраст вещества Луны – 4,7 млрд лет. Земля как планета имеет близкий к этим данным возраст.С

 момента становления планеты  начался процесс образования  горных пород, слагающих земную  кору/ Абсолютный возраст наиболее древних горных пород следующий: граниты Кольского полуострова – 3,1 млрд лет; гнейсы Украины – 3,5; граниты Африки – 3,5; амфиболиты Гренландии – 3,75; чарнокиты Антарктиды – 3,9 млрд лет.

Таким образом, становление планеты Земля совершилось на протяжении примерно 0,5 млрд лет. Около 3,9-4,0 млрд лет назад происходит образование первых горных пород и, следовательно, начинается геологическая история Земли4.

 

 

 

 

2. Пневматолитово-гидротермальные процессы образования горных пород. Основные особенности минерального состава и форм залегания тел

 

Внедрение и кристаллизация магмы сопровождаются процессами, имеющими большое значение для преобразования горных пород и формирования важнейших рудных полезных ископаемых. В этом случае минералообразование совершается под воздействием газов и растворов, выделившихся из магмы.

Когда магма застывает на небольших глубинах, происходит энергичная возгонка – выделение больших масс вещества в газообразном состоянии. При вулканических извержениях в атмосферу выносится огромное количество летучих соединений. Например, на Аляске, в долине Десяти Тысяч Дымов, выходит множество газовых струй, суммарно выносящих каждую секунду 23 млн л пара. Вместе с парами воды на протяжении года выносится более 1 млрд т соляной и 20 000 т плавиковой кислоты. Газовые и водяные источники, связанные с вулканической деятельностью, выносят столь значительные массы химических элементов, что в некоторых местах организовано их промышленное извлечение.

Образование минералов из газовой фазы, главным образом в процессе возгонки, называется пневматолизом (от греч. рпеита – пар, дыхание). Эти минералы осаждаются на стенках кратеров вулканов и в трещинах окружающих горных пород. При этом образуются самородная сера, некоторые сульфиды (пирит, сфалерит, галенит и др.), многие галоидные соединения (флюорит, нашатырь и др.), оксиды (гематит, магнетит), сульфаты (гипс, алунит, тенардит и др.), борные соединения. Однако эти минералы образуются относительно в небольшом количестве.

Намного интенсивнее происходит минералообразование в том случае, когда легколетучие соединения не выносятся на поверхность, а задерживаются на глубине. Процессы такого «глубинного пневматолиза» сопровождают пегматитовый процесс, а также первые стадии эволюции остаточных магматических растворов, или, вернее, флюидов, так как их фазовое состояние точно неизвестно. Процессы, совершающиеся под воздействием этих растворов, называются пневматолитово-гидротермальными или в условиях более низких температур – гидротермальными.

Пневматолитово-гидротермальные и гидротермальные минеральные образования, несмотря на значительно меньшую их массу по сравнению с магматическими горными породами, имеют весьма важное значение, так как с ними связано образование месторождений важнейших полезных ископаемых, главным образом руд цветных, благородных и редких металлов.

По современным представлениям, остаточное вещество отделяется от магмы первоначально в виде газа, который затем конденсируется в жидкость. Необходимо отметить, что выделяющиеся из магмы газы могут переносить химические элементы, даже находящиеся в виде труднорастворимых соединений. Установлено, что 1 л водяного пара при 450°С и давлении около 400 атм может переносить более 200 мг Si02.

На протяжении первых десятилетий текущего столетия ученые считали, что летучие компоненты могут неограниченно растворяться в магматическом силикатном расплаве. Поэтому предполагали, что при медленном остывании магмы на глубине (следовательно, в условиях значительного давления) одновременно с процессами кристаллизации происходит постепенное выделение этих компонентов. Эти представления, разработанные преимущественно крупными западноевропейскими минералогами и петрографами (П.Ниггли, И.Фогт и др.), получили не совсем удачное название эволюционной гипотезы образования послемагматических растворов.

В середине XX в. ряд исследователей, главным образом России и США, провели экспериментальное изучение поведения летучих компонентов в расплаве горных пород при большом давлении и температуре. При этом было обнаружено, что растворимость в расплавах летучих соединений, в первую очередь важнейшего из них – воды, ограничена определенными пределами. Результаты этих исследований были обобщены В.А.Николаевым, согласно представлениям которого образование послемагматических растворов происходит по следующей схеме.

Температура последних стадий кристаллизации кислых магм при глубине интрузивного массива в несколько километров, по-видимому, близка к 800° С, а наличие некоторых солей может способствовать нахождению расплава еще при более низкой температуре. По мере кристаллизации магмы в расплаве концентрируются летучие компоненты. В определенный момент их содержание превышает предел растворимости, магма вскипает и газы выделяются. Так как предел растворимости разных летучих компонентов неодинаков, то выделение газов происходит не одновременно, а в несколько этапов. Происходит как бы пульсационное выделение магматическим очагом остаточных подвижных соединений. Выделяющиеся газы устремляются от магматического очага по трещинам и порам в окружающие горные породы и при уменьшении температуры ниже критической точки воды (около 400°С) сжижаются, образуя гидротермальные растворы. Изложенные представления получили название пульсационной гипотезы.

Эволюционная и пульсационная гипотезы резко различаются объяснением состава послемагматических образований. Исходя из первой гипотезы, в районе одного крупного интрузива (батолита) должны присутствовать все типы послемагматических образований и обязательно – взаимные переходы между ними. В действительности этого почти никогда не бывает. В одних случаях доминируют высокотемпературные пневматолитово-гидротермальные образования, в других – более низкотемпературные. Разные послемагматические образования отчетливо различаются между собой, и взаимопереходы между ними нехарактерны. Пульсационная гипотеза объясняет пространственное разобщение различных эндогенных минеральных образований и отсутствие постепенных переходов между ними.