Кристаллизация водосодержащих магм




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
         » » Кристаллизация водосодержащих магм

Кристаллизация водосодержащих магм

07.09.2017


Co времени публикации первого издания этой книги в 1967 г. появились многочисленные описания медномолибденовых порфировых месторождений, в которых вначале подчеркивалось сходство «типичных» порфировых систем, а затем их различие. По мнению Густафсона и Ханта, различия имеют второстепенное генетическое значение и могут рассматриваться как своего рода «вариации на тему»; правда, тема повторяется столь часто, что напрашивается вывод об общности генетического процесса. Основным элементом при этом является сложный по своей природе гранодиорит-порфировый шток, образующий почти вертикальную столбообразную протрузию, ответвляющуюся от кровли более крупного интрузивного тела. Размеры таких штоков, малая глубина их залегания, а также ряд других геологических черт, например наличие трубок взрыва, предполагают, что многие штоки закристаллизовались в вулканических горловинах или близ них в стадию затухания эруптивной деятельности. Таким образом, порфировую медно-молибденовую гидротермальную систему можно рассматривать в качестве одного из конечных продуктов процесса затвердевания в течение периода времени, когда основная область проявления процесса смещалась по направлению к расположенной ниже магматической камере. Поэтому в данном разделе основное внимание будет сосредоточено на кристаллизации водосодержащей магмы в таких малоглубинных условиях, с особым акцентом на те процессы, которые являются важными предвестниками генерации магмато-гидротермальной системы.
Для удобства дальнейшего обсуждения начальное состояние магматической системы, как показано на рис. 3.5а, берется на той стадии, когда штокообразное тело гранодиоритовой магмы, первоначально содержащей 3,0 вес.% H2O, разместилось в субвулканической обстановке и уже претерпело охлаждение ниже температуры солидуса повсеместно за пределами кривой, обозначенной символом S1. Предполагается, что до этой стадии система была открытой (внедрение и, возможно, экструзия магмы, а также удаление любых летучих, образующихся при затвердевании магмы вне границы солидуса), но на этой стадии магматическая система становится закрытой, за исключением кондуктивной потери тепла во вмещающие породы. Далее, предполагается, что наибольшая температура внутри штока на этой стадии составляет 1025° С и что изотерма 1000° С распространяется до глубины 2,5 км. При этом условии 90% контура расплава грубо совпадает с изотермой 1000° С на рис. 3.5а независимо от глубины. Однако температуры вдоль границы солидуса непостоянны и колеблются от 800° С на глубине 2,0 км до 700° С на глубине 8 км.

Выше и вне изотермы 1000° С процентное содержание кристаллов, видимо, должно возрастать, как и содержание H2O в остаточном расплаве. Выше расплав насыщен H2O (~3,3 вес.%), и между этой глубиной и границей солидуса система состоит из пироксенсодержащей ассоциации, уменьшающегося количества остаточного расплава, состав которого сдвигается в сторону гранитного, и водной флюидной фазы. Ни роговая обманка, ни биотит не являются устойчивыми в этом интервале, хотя роговая обманка может кристаллизоваться непосредственно перед солидусом. Однако за пределами изотермы 1000° С на больших глубинах роговая обманка появляется в температурном интервале от 800 до 900° С, а за ней следует биотит при температурах приблизительно между 780 и 850° С. Истинные температуры в тех интервалах, в которых появляются роговая обманка и биотит, как показано на рис. 3.4, зависят от давления (глубины) и содержания H2O в расплаве (степень кристалличности), но в таком общем составе роговая обманка предшествует биотиту. Роговая обманка образуется за счет реакции между водосодержащим расплавом и уже выкристаллизовавшимся плагиоклазом, пироксеном и магнетитом-ильменитом, тогда как биотит может образоваться за счет реакции между остаточным расплавом и роговой обманкой. Вследствие низкого содержания кремнезема как в роговой обманке, так и в биотите их образование приводит к заметному обогащению остаточного расплава кремнеземом и в результате — к ранней кристаллизации кварца. При их образовании удаляется также часть H2O из расплава, но в случае гранодиоритовой магмы с начальным содержанием H2O, равным 3,0 вес.%, таким способом обычно может быть удалено менее 20%. Следовательно, интерстициальный расплав насыщается H2O, когда достигается солидус на рис. 3.5а Поэтому на данной ранней стадии развития порфировой системы преимущественно расплавленная недонасыщенная H2O внутренняя часть штока полностью замыкается в кристаллической оболочке гранодиорита, которая содержит внутреннюю зону насыщенного водой промежуточного расплава.

Эта насыщенная водой, или краевая, зона, имеющая наибольшую мощность на малых глубинах, заметно уменьшающуюся с глубиной, как показано на рис. 3.5а, играет определяющую роль в дальнейшем развитии медномолибденовой порфировой системы. Она выступает в качестве барьера, препятствующего миграции летучих за счет диффузии или флюидного потока как во вмещающие породы, так и из них. Однако в равной мере насыщенная водой краевая зона, особенно ее верхняя часть, важна как область генерации обильной водной флюидной фазы в результате вторичного вскипания при охлаждении системы и эволюции ее по направлению к стадии, представленной на рис. 3.5б.
Процесс вторичного вскипания (резургентного вскипания) является естественным следствием охлаждения расплава, насыщенного H2O и одной или более кристаллическими фазами. Суммарная реакция: насыщенный H2O расплав —> кристаллы + «пар» — происходит с изменением тепла, представленного главным образом теплотой кристаллизации, так как теплота испарения H2O из расплава незначительна. Более важно, что она происходит с образованием механической энергии (PAVr), так как объем на единицу массы кристаллов плюс «пар» больше, чем объем равной массы насыщенного H2O расплава. Общее изменение объема AVr, сопровождающее описываемую реакцию, зависит прежде всего от общего давления Pt, которое в данном случае может быть больше литостатического давления P1. Согласно данным Бернэма и Девиса, AVr может близко аппроксимироваться при общем давлении менее 2,0 кбар с помощью уравнения

где T — температура в градусах Кельвина, Pt приведено в барах, AVm — средневзвешенное AV расплавленных кристаллических фаз (~0,21 кал*бар-1 для диоритового состава и ~0,22 кал*бар-1 для гранитов), а один моль смеси определяется в соответствии с обсужденной ранее моделью растворения H2O. Если подставить значения Xwm (и соответствующие значения Pt) из рис. 3.1 в уравнения (3.10) и (3.11), то можно видеть, что AVr постоянно уменьшается с давлением. Например, при Pt = 0,5 кбар наибольшее значение AVr достигает 60%, а при Pt = 1,0 кбар оно равно 30%. Однако на малых глубинах, отвечающих этим давлениям (на рис. 3.5а допускается, что Pt = Pl), вмещающие породы и внешняя кристаллическая оболочка штока вследствие их жесткости обычно не могут приспособиться к такому увеличению объема путем пластической деформации. Соответственно давление внутри краевой зоны должно увеличиваться при охлаждении и кристаллизации.
Теоретически наибольшее внутреннее избыточное давление (APin = Pt — Pl), которое создается при охлаждении магмы от начала вторичного вскипания до насыщенного водой солидуса (S (aw = 1,0) на рис. 3.4) при условии постоянства общего объема (AVr = 0), аппроксимируется отношением

Теперь из рис. 3.1, а очевидно, что при увеличении Pt (APin при постоянном Pl) так же ведет себя и Xwm при насыщении; следовательно, при Xwm —> 1 в уравнении (3.12) A Pin —> 00. Конечно, такая ситуация по ряду причин в природных системах никогда полностью не реализуется, но она иллюстрирует тот факт, что при кристаллизации водосодержащей магмы могут достигаться крайне высокие внутренние избыточные давления. Вероятно, наиболее высокие внутренние избыточные давления в природных системах достигаются в небольших изолированных карманах насыщенной водой магмы, испытывающей пегматитовую кристаллизацию; при этих условиях возможны значения APin > 5 кбар.
При условиях, изображенных на рис. 3.5а, одним из главных факторов, ограничивающих APin, является сжимаемость основного магматического тела, которое контактирует с насыщенной водой краевой зоной. При возрастании APin избыточное давление передается всей магматической системе, которая в ответ на это претерпевает слабое, но конечное сжатие. Следовательно, AVr > 0 и APin намного меньше максимальной величины. Однако более важным фактором является предел прочности кровли и вмещающих пород на растяжение на малых глубинах. Большинство изверженных пород при низких всесторонних давлениях деформируется квазиупруго, и пределы их прочности на растяжение, которые лишь незначительно зависят от температуры в интервале 25—700° С, редко превышают 400 бар при оптимальных условиях (однородные образцы, свободные от макротрещин). Таким образом, в относительно крупном магматическом теле, испытывающем вторичное вскипание, как в насыщенной водой краевой зоне на рис. 3.5а, такая величина APin обычно достаточна для появления в окружающих породах хрупких трещин.
Возникающие трещины, которые концентрируются в апикальных частях штока и над ними, как показано на рис. 3.5б, имеют тенденцию к крутому падению, так как расширение системы происходит в направлении наименьшего главного напряжения, а это направление вследствие квазиупругого поведения окружающих пород на малых глубинах располагается преимущественно в горизонтальной плоскости. Однако его ориентировка в пределах этой плоскости зависит от регионального поля напряжений (тектонического положения). Например, в Аризонской меднопорфировой провинции наименьшее главное напряжение во время размещения большинства порфировых штоков, по-видимому, имело ориентировку северо-северо-запад — юго-юго-восток.
Дополнительное избыточное давление, возникающее из-за различий в плотностях между магмой и вмещающими породами, накладывается на APin в состоянии покоя. Величина избыточного давления, обычно называемого теллурическим давлением, зависит от высоты магматической колонны над уровнем изостатической компенсации, т. е. уровнем, на котором вмещающие породы испытывают при литостатическом давлении пластическую деформацию. Она увеличивается приблизительно на 30—40 бар на 1 км высоты над уровнем компенсации и поэтому достигает наибольшей величины в кровле магматической колонны. Это именно то «теллурическое» избыточное давление, которое служит главной движущей силой интрузии до стадии, отображенной на рис. 3.5а, и которое также препятствует уменьшению давления магмы, что обычно является результатом уменьшения объема при кристаллизации (—AVm) в уравнениях (3.10) и (3.11) до начала вторичного вскипания.
Наибольшая механическая энергия (PtAVr), высвобождающаяся в результате реакции: насыщенный H2O расплав —> кристаллы + «пар», огромна, как это можно видеть при преобразовании уравнения (3.11) через Pt, хотя она составляет лишь около 1 % термической энергии магмы. При возрастании Pt вдоль насыщенного H2O солидуса, приведенного на рис. 3.4, PtAVr проходит через максимум около 620 кал*моль-1 для насыщенного H2O расплава при Pt = 0,7 кбар. Это эквивалентно почти 3*10в23 эрг*км-3 и гораздо больше, чем вычисленная высвобождающаяся средняя кинетическая энергия на кубический километр изверженного материала при эксплозивных вулканических выбросах. Таким образом, если учитывать малое, но конечное растягивающее напряжение, то очевидно, что максимум механической энергии высвобождается только на глубинах 1 или 2 км. Более того, около 75% этого количества могло образоваться на глубине менее 0,5 км, тогда как на глубине 8,0 км может образоваться только половина наибольшего количества (~300 кал*моль-1). На глубинах, рассмотренных на рис. 3.5а—3.5в, механическая энергия, высвобождающаяся из насыщенной H2O краевой зоны, расходуется, по-видимому, в основном на образование трещин во все возрастающем объеме вмещающих пород.

На ранних стадиях трещинообразования краевая зона насыщенного H2O интерстициального расплава может не разрушаться, а растягиваться в стороны (латерально). В результате вышележащие породы кровли, с которыми краевая зона тесно связана, подвергаются еще большим растягивающим напряжениям, что приводит к локализации в этой области многочисленных мелких трещин. Сопутствующее расширение также ведет к уменьшению давления флюида в краевой зоне, что в свою очередь вызывает кристаллизацию еще большего количества водной флюидной фазы. Кроме того, флюидная фаза, выделяемая из внешних частей краевой зоны, проникает в бесчисленное множество таких трещин и расширяет их вверх и в стороны за счет гидравлического воздействия (гидротрещиноватость). Это воздействие само по себе приводит к дальнейшему понижению давления флюида в каждой трещине ниже литостатического давления, за исключением тех трещин, которые расположены близ кровли. Таким образом, в результате падения давления флюида, сопутствующего развитию трещин, и последующей кристаллизации («гашение» давления) насыщенная H2O краевая зона отступает к непрерывно углубляющемуся уровню внутри штока.
Большинство заполненных флюидом трещин, образовавшихся согласно описанному выше механизму, слишком узки, чтобы в них внедрялась очень вязкая магма (>10в6 П), но некоторые более крупные трещины, открытые в латеральном «направлении» системы, могут образовывать разрывы в насыщенной H2O краевой зоне. Если разрыв происходит в утолщенной верхней части краевой зоны, где сосредоточены большие объемы водной флюидной фазы, то, вероятно, образуются брекчиевые дайки и трубки (BP2 на рис. 3.5б). Если разрывы располагаются в более тонкой боковой части краевой зоны, возможно образование более обычных, Дашковых интрузий магмы, содержащей плагиоклаз и роговую обманку (D2 на рис. 3.5б). Механизмы образования брекчиевых трубок представляются в значительной степени такими, как они описаны Нортоном и Кэтлсом; возражение вызывают лишь представления о растягивающих напряжениях в кристаллической оболочке кровли, которые, по мнению автора, обусловлены в основном внутренним избыточным давлением в краевой зоне, а не сжатием при охлаждении. При размещении даек движущей силой внедрения также служит внутреннее избыточное давление магмы, но размещение является в основном не катастрофическим (за исключением начального) вследствие высокой вязкости магмы. Конечно, при уменьшении давления и при потере тепла во вмещающие породы исходная вода магмы в дайке «вскипает», и в конце концов магма застывает. В ответ на такое общее расширение интрузии в систему штока поднимается еще больший объем магмы, пока внутреннее давление не достигнет величин, близких к предшествующим.
На этой стадии, как изображено на рис. 3.5б, магматическая система в значительной степени возвращается к положению, существовавшему до растрескивания, за тем исключением, что насыщенная H2O краевая зона располагается теперь на больших глубинах в штоке и вмещающие породы ослаблены предшествующим растрескиванием. Бесчисленные узкие трещины за пределами границы солидуса, в которых фугитивность H2O намного ниже, чем в насыщенном H2O интерстициальном расплаве краевой зоны, также способствуют увеличению скорости фильтрации и диффузионной потере H2O и тепла через систему трещин до тех пор, пока трещины не заживляются осаждением минерального материала, главным образом кварца. Вне этой стадии повторного закрытия системы дальнейшее охлаждение магмы приводит к оживлению тех же процессов, которые происходили раньше. Конечным результатом является трубообразная трещинная система, как показано на рис. 3.5в, служащая каналом для рудоносного флюида и тепла; такой канал ведет из нижележащей магматической системы к более высоким уровням штока. Однако следует заметить, что по мере отступания насыщенной H2O краевой зоны на большие глубины, а следовательно, при большем Р1, величина расширения и степень растрескивания убывают. Насыщенная H2O краевая зона, первоначально содержащая 3,0 вес.% H2O, теоретически способна расшириться приблизительно на 30% при полной кристаллизации на глубине 3,0 км, но не более чем примерно на 5% на глубине 8 км. Кроме того, такой процесс расширения в большой степени сопутствует пластической деформации вмещающих пород на данной глубине и проявляется в закристаллизовавшихся гранодиоритах в виде миаролитовых полостей. Таким образом, медно-молибденовые порфировые трещинные системы ограничены немногими верхними километрами земной коры, где расширение водонасыщенной краевой зоны велико и вмещающие породы разрываются трещинами хрупкой деформации.
Является ли отступание водонасыщенной краевой зоны вниз явно эпизодическим или почти непрерывным, зависит от многочисленных факторов, которые, вероятно, широко варьируют от системы к системе. В некоторых системах, особенно Клаймакс и Юрад — Гендерсон, Колорадо, отступание, по-видимому, было эпизодическим, тогда как в других (Сан-Мануэль — Каламазу, Аризона, и Бингем, Юта) оно было, очевидно, почти непрерывным. В Эль-Сальвадоре, Чили, процессы, вероятно, были явно эпизодическими, но телескопированными в пространстве в результате крупномасштабного внедрения порфировой магмы, следовавшего за более ранними событиями растрескивания и гидротермальной деятельности. Несмотря на такие сложности, которые Густафсон и Хант удачно назвали «вариациями на тему», существуют явные доказательства действия в этих системах процессов, имеющих решающее значение для образования медно-молибденовых порфировых месторождений и являющихся естественным следствием кристаллизации водосодержащей магмы на малых глубинах в земной коре. Однако только счастливое сочетание многих факторов, некоторые из которых связаны с внешней средой, может так удачно «оркестровать» эти процессы, что «зазвучит тема», ведущая к возникновению рудного месторождения.