Генерация магм под континентами




Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер
Строительная теплофизика
Прочность сплавов
Основания и фундаменты
Осадочные породы
Прочность дорог
Минералогия глин
Краны башенные
Справочник токаря
Цементный бетон




13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017





Яндекс.Метрика
         » » Генерация магм под континентами

Генерация магм под континентами

07.09.2017


Распределение порфировых медномолибденовых месторождений и ассоциирующихся с ними кварц-монцонитовых интрузивов в Кордильерах Северной Америки свидетельствует о пространственной связи с палеозойскими геосинклиналями. Однако мы располагаем лишь ограниченными доказательствами существования в пределах большей части этого региона субконтинентальных зон субдукции в течение позднемезозойского и раннекайнозойского времени, к которому эти интрузивы могут относиться. Тем не менее существование таких интрузивов и ассоциирующихся с ними вулканитов и широко распространенный вулканизм, протекающий с позднего мезозоя почти до наших дней, доказывают, что известково-щелочные магмы существовали и, возможно, генерируются под этим регионом в широком масштабе. Кроме того, геофизические данные указывают, что в описываемом регионе имеются обширные области высоких значений теплового потока, характеризующиеся умеренно тонкой корой и аномально легкой верхней мантией, что предполагает наличие аномально высокого геотермического градиента. Какова бы ни была причина этих особенностей, широкое распространение базальтовых вулканов говорит о внедрении в континентальную кору основных магм, генерированных в подстилающей верхней мантии.
Основные магмы не могут являться непосредственным источником медномолибденовой порфировой магмы, так как они обычно слишком бедны калием, чтобы обеспечить образование порфиров за счет одной только дифференциации, хотя имеются указания, что порфировые магмы произошли, вероятно, из пород «изверженного типа» (включая метавулканиты и метаграувакки). Поэтому постулируется, что порфировые магмы образовались главным образом за счет взаимодействия возникших в мантии магм с породами нижней коры, которые, согласно Бёттчеру, Менерту и другим исследователям, представлены главным образом основными амфиболитами, их дегидратированным остатком (грану-литы) и переслаивающимися гнейсами более кислого состава, количество которых возрастает кверху. Поэтому принципиальная роль зародившихся в мантии магм заключается в обеспечении большого количества тепла для частичного плавления и ассимиляции пород нижней коры.
При внедрении основной магмы, бедной H2O и имеющей температуру 1200 °C, в амфиболиты нижней части коры на глубине приблизительно 40 км при температуре 600 °C (средний геотермический градиент 15 °С/км) возникает достаточное количество общего тепла, включая скрытую теплоту кристаллизации, чтобы привести равные массы магмы и амфиболитов к равновесной температуре 1025 °С. Из рис. 3.3 (точка G) можно видеть, что эта температура несколько выше температуры начала плавления основного амфиболита в отсутствие водного порового флюида (точка F); следовательно, можно ожидать, что будет происходить плавление. Количество возникшего анатектического расплава зависит главным образом от содержания H2O в амфиболите; для умеренно гидратированного амфиболита (~1,5 вес.% H2O) между точками F и G может образоваться до 50% расплава. Таким образом, при принятых оптимальных условиях перемещение и кристаллизация обособившейся в мантии основной магмы в амфиболитах нижней части коры способны генерировать анатектические расплавы, по массе близкие к половине всей массы внедрившейся магмы. Кроме того, эти расплавы содержат около 3,0 вес.% H2O, являются кварц-диоритовыми по составу и в зависимости от валового состава амфиболитов могут быть или не быть достаточно калиевыми, чтобы обеспечить образование медно-молибденовых порфиров за счет прямой кристаллизации.
Подобная ситуация, очевидно, геологически нереальна, так как образовавшаяся за счет мантии магма, вероятно, не размещалась в амфиболитах и не кристаллизовалась без взаимодействия с ними. Наоборот, по мере подъема магмы через амфиболиты она реакционно ассимилирует и частично расплавляет их на контактах, причем необходимое тепло образуется при охлаждении и кристаллизации из магмы оливина, пироксена и Са-плагиоклаза. Образующиеся кристаллы вместе с обогащенным оливином и пироксеном остатком амфиболита погружаются близ стенок интрузива и оттесняют более разогретую магму кверху и вовнутрь, где она смешивается с несколько более холодным, но более богатым H2O расплавом, возникшим за счет амфиболита. Посредством этого механизма магма прокладывает себе путь кверху, и с течением времени масса исходной магмы реагирует с эквивалентной массой амфиболита; при этом может остаться половина массы диоритового расплава, содержащего приблизительно 3,0 вес.% H2O. Если амфиболит первоначально содержал меньше H2O, то соответственно останется меньше расплава, но содержание в нем H2O будет такое же. Расплав, как правило, продолжает реакционно ассимилировать роговую обманку, с которой он вступает во взаимодействие до достижения температуры, соответствующей точке F.
Внедрение такой же возникшей в мантии основной магмы в комплекс кислых гнейсов, состоящих из мусковит-биотит-амфиболсодержащих ассоциаций, обычно приводит к обширной ассимиляции, а также к частичному плавлению (анатексису) мусковитсодержащих пород на некотором расстоянии от контакта интрузива. Соответствующие фазовые отношения в гранодиоритовом гнейсе показаны на рис. 3.4; они основаны на термодинамических отношениях, обсуждавшихся ранее, и на экспериментальных данных. Таким образом, нагревание мусковитсодержащего гнейса вдоль кривой EFG на рис. 3.4 в отсутствие норового флюида приводит к частичному плавлению при температуре приблизительно 710 °C. Образующийся расплав сильно обогащен H2O (Xwm = 0,59), следовательно, на каждый процент мусковита исходной породы образуется только около 0,5% расплава гранитного состава. Если бы этот расплав возникал в достаточном количестве, чтобы обособиться от исходной породы и продукта ее реакции (кианита), то он мог бы до затвердевания (кристаллизации) подняться до уровня 10 или 15 км при условии, что он не охладился бы существенно в ходе этого процесса. После отделения расплава от кианита охлаждение ниже солидуса мусковита приводит к перекристаллизации только незначительных количеств мусковита, поэтому расплав сохраняется до насыщенного H2O солидуса (аw = 1,0 на рис. 3.4), где он может претерпевать пегматитовую кристаллизацию. Возможно, за счет этого процесса в мигматитовых толщах образуются пегматитовые сегрегации. Это имеет небольшое значение для образования медно-молибденовых порфиров, но иллюстрирует тот важный факт, что обогащенные H2O магмы легко образуются при умеренно низких температурах из пород, содержащих гидратные минералы, в отсутствие водного норового флюида. Кроме того, это свидетельствует о том, что подобные обогащенные H2O магмы не могут подниматься до очень малых глубин до полной кристаллизации.
Продолжающееся разогревание гнейсового комплекса приблизительно до 820 °C почти удваивает количество образующегося расплава. При этой температуре начинают плавиться биотитсодержащие ассоциации, и количество расплава в дальнейшем возрастает примерно до 1,1% на каждый процент биотита в исходной породе. Поэтому гранодиоритовый гнейс, содержащий 20% слюды, дает, как правило, около 22% гранитного расплава, в котором Xwm = 0,35 (~3,6 вес.%). Если бы этот расплав отделялся от родоначальной породы и поднимался без потери тепла (адиабатически), то он, возможно, прежде чем затвердеть, мог бы достигнуть малых глубин, равных примерно 2,0 км. Кроме того, он обычно насыщается H2O на глубине 3,0 км и в конечном счете кристаллизуется в виде гранита, лишенного биотита, который может содержать фаялит или кордиерит в зависимости от степени насыщения Al и fO2. С другой стороны, если бы магма отделялась от твердого остатка инконгруэнтно плавящегося биотита при Xwm = 0,35 и охлаждалась ниже солидуса биотита, то закристаллизовалось бы только несколько процентов биотита и расплав вновь сохранился бы до насыщенного H2O солидуса (aw = 1,0) при господствующем давлении. Такой процесс опять-таки может быть доминирующим, и в результате могут образоваться плутонические двуслюдяные граниты и некоторые пегматиты, а также, возможно, некоторые молибденсодержащие порфиры. Однако для того, чтобы служить источником большинства медьсодержащих порфиров, магмы слишком бедны кальцием.
Разогревание вдоль кривой EF (рис. 3.4) роговообманково-биотитового гранодиорита, обычно содержащего также биотит, но не мусковит, до температуры около 860 °C приводит к инконгруэнтному плавлению роговой обманки. Этот процесс дает на каждый процент роговой обманки в породе 0,6—0,7% расплава, в котором Хwm = 0,3, и проявляется приблизительна на 140 °C ниже соответствующего солидуса роговой обманки основного амфиболита, что является результатом отчасти различного состава роговой обманки, но в большей степени — намного более низких величин активности образующих роговую обманку компонентов гранодиоритовых расплавов по сравнению с габбровыми расплавами. Продолжающееся разогревание системы до 1000 °C (точка F) — приблизительной температуры плавления мафического амфиболита — вызывает дополнительное плавление гранодиоритового гнейса и уменьшение вследствие этого содержания H2O в расплаве. Равновесное содержание H2O в расплаве в точке F равно приблизительно 1,2 вес.% (Xwm = 0,15), и количество расплава, образовавшегося в этом температурном интервале, почти в 2,5 раза больше количества, присутствующего при 860 °C, при условии, что общее содержание H2O в гнейсе не превышало 1,0 вес.%. В случае когда первоначальное содержание H2O превышает это количество, эквивалентное приблизительно 25% биотита или 50% роговой обманки, в точке F должно присутствовать некоторое количество расплава с более высоким содержанием H2O. Однако если предположить, что исходный гранодиоритовый гнейс характеризовался содержанием H2O, отвечающим среднему биотит-роговообманковому гранодиориту (0,69 вес.%) Нокколдса, то получим, что приблизительно 58% породы обычно расплавляется, образуя гранитный расплав с 1,2 вес.% H2O.
Дальнейшее обсуждение будет посвящено образованию анатектических расплавов из кислых гнейсов без химического взаимодействия между этими гнейсами и возникшими из мантии основными магмами. В отличие от основных амфиболитов образовавшиеся за счет мантии магмы химически резко неравновесны почти со всеми фазами гнейсов, за исключением, возможно, пироксенов и шпинелей, образовавшихся при инконгруэнтном плавлении роговой обманки и биотита. Следовательно, они будут плавиться и ассимилировать эти породы до тех пор, пока не установится равновесие близ солидуса роговой обманки (Хwm = 0,3). В этой точке, расположенной на кривой EF близ 860 °С, расплав имеет гранитный состав и утрачивает большинство химических характеристик основной магмы, за исключением определенных «несовместимых» элементов, которые в расплаве строго разделяются. Кроме того, количество остающегося здесь синтектического расплава на единицу массы исходной основной магмы почти в два раза больше количества кварц-диоритового расплава, который, возможно, присутствует при 1000 °C в равновесии с основным амфиболитом с таким же общим содержанием H2O.
Когда синтектический кварц-диоритовый расплав, образовавшийся при ассимиляции основного амфиболита (точка F на рис. 3.4), отделяется от исходной породы и размещается на несколько меньших глубинах в кислых гнейсах, он способен реагировать с ними, но здесь условия отличны от тех, которые рассматривались ранее. Расплав, в котором Xwm = 0,3, насыщен роговой обманкой и плагиоклазом состава Ab35An65; следовательно, любое понижение температуры, например вдоль кривой FH на рис. 3.4, вызывает кристаллизацию этих минералов. Кристаллизация в свою очередь ведет к увеличению содержания H2O в расплаве приблизительно на 0,03% на 1 % плагиоклаза и меньше чем на 1 % для роговой обманки. Однако разбавление путем ассимиляции тех фаз, которыми расплав недосыщен, особенно щелочных полевых шпатов и кварца, снижает активность «компонентов» роговой обманки в расплаве и поэтому значительно снижает его температуру устойчивости, как это можно видеть при сравнении кривых Hb (роговая обманка) — L на рис. 3.3 и 3.4. Поэтому, пока не будет достигнута температура, близкая к 900 °С, вдоль кривой FH будет кристаллизоваться только очень небольшое количество роговой обманки. При этой температуре Xwm = 0,33 и расплав находится в равновесии с роговой обманкой гнейса, но обычно продолжает реагировать с биотитом. Соответственно дальнейшее падение температуры приблизительно до 850 °C требует приведения расплава, теперь гранитного состава, содержащего примерно 3,75 вес.% H2O (Xwm = 0,36), в равновесие с вмещающими породами — гнейсами.
В итоге можно сделать вывод, что существенно безводные основные магмы, поднимающиеся из верхней мантии и размещающиеся в типичных породах низов коры континентальных регионов, обладают способностью при достижении равновесия с этими породами генерировать относительно большие количества расплавов, содержащих H2O, за счет анатексиса и ассимиляции. Расплавы, генерируемые в условиях равновесия с гидратными минералами, варьируют по составу от гранитных до диоритовых в зависимости от природы исходной породы, а содержание H2O в них колеблется от 3,0 до 9,0 вес.%. Расплавы, образующиеся выше температур, отвечающих равновесию с гидратными минералами, являются более основными и имеют соответственно более низкое содержание H2O, чем их аналоги, находящиеся в равновесии. Среди этих расплавов независимо от того, равновесны они с гидратными минералами или нет, наиболее приемлемыми по составу для образования медно-молибденовых порфиров при кристаллизации как со слабой дифференциацией, так и без нее являются кварцевые диориты. Кроме того, они могут легко генерироваться в породах нижней части коры в отсутствие водного порового флюида и обладать необходимым количеством тепла для перемещения в близповерхностную среду без кристаллизации.
Когда метаморфические породы нижней части коры содержат смешанный поровый флюид H2O—CO2, плавление, как правило, начинается при более низкой температуре по сравнению с солидусами на рис. 3.4, за исключением случая для aw = 1,0, и при данных температуре и давлении образуется больше расплава, чем в отсутствие флюида. Как и в случае частичного плавления в зоне субдукции, геологически допустимое количество порового флюида оказывает сравнительно малое влияние на расплавы, образующиеся при ассимиляции. Однако вследствие очень низкой растворимости CO2 в кислых расплавах при континентально-коровых давлениях существует возможность того, что некоторые расплавы, образовавшиеся из метаосадочных пород, возможно, близки к насыщению CO2. Это, вероятно, является важным фактором в образовании флюидной фазы при размещении магмы на неглубоких уровнях. Однако вначале полезно изучить поведение серы и сульфидов в процессе генерации магмы.