Гидролизное равновесие магмы в области субсолидуса




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
         » » Гидролизное равновесие магмы в области субсолидуса

Гидролизное равновесие магмы в области субсолидуса

07.09.2017


Ранее было показано, что состав магматической водной фазы, генерируемой в насыщенной H2O краевой зоне порфировой системы (рис. 3.5а—3.5в), находится в сложной зависимости от давления, температуры, fO2, валового состава и характера ассоциации фаз. По мере того как водная фаза пропитывает расположенную выше систему трещин в уже закристаллизовавшихся порфирах и приходит в равновесие с ними, валовой состав перестает быть действенным фактором, за исключением того, что он влияет на ассоциацию магматических минералов и состав отдельных минералов твердых растворов. За этим исключением, главными факторами, контролирующими равновесие валового состава водной фазы при умеренных температурах субсолидуса (550—750° С) и данном давлении флюида, являются начальный состав водной фазы в ее магматическом источнике, температура и характер сосуществующих ассоциаций минералов, которые, опять-таки за исключением необычно бедных железом ассоциаций, также контролируют fO2 и отношение fSO2/fH2S. Кроме того, различие между составом водной фазы, равновесной с некоторой субсолидусной ассоциацией при данных температуре и давлении флюида, и первоначальным ее составом является показателем развития различных обменных и гидролизных реакций, которые влияют на равновесие субсолидуса. Однако пределы реакции (относительные массы продуктов изменения) зависят не только от этого различия, но также от относительных масс прореагировавших флюидов и вмещающих пород.
Вероятно, с точки зрения метасоматоза и изменения вмещающих пород самым важным составным параметром магматической водной фазы является отношение mKClv/mHClv, примерно пропорциональное отношению /kci//hci в интересующем нас температурном интервале и аK+v/aH+v при низких температурах. Значения этого отношения в области гиперсолидуса, полученные главным образом по экспериментальным данным и обсуждавшиеся в предыдущем разделе, представлены на рис. 3.6 (точки A, D, F и Н) и приняты в качестве начальных значений при дальнейшем обсуждении реакций субсолидуса.
Фазовые соотношения в области гиперсолидуса на рис. 3.6 взяты из рис. 3.4, тогда как фазовые соотношения в области субсолидуса основаны главным образом на данных Шейда и Хемли и Джонса. Следует также заметить, что фазовые соотношения на рис. 3.6 даны для давления 1,0 кбар; увеличение или уменьшение давления на 0,5 кбар вызывает главным образом вертикальное смещение (температура) в фазовых соотношениях и очень слабые латеральные [lg (mKClv/mHClv)] смещения для изобарического равновесия, такие, как точка I. Однако при давлениях ниже примерно 0,5 кбар ни роговая обманка, ни биотит не являются устойчивыми выше солидуса (рис. 3.4); следовательно, mKClv/mHClv в магматической водной фазе может быть даже меньше, чем отношение, показанное точкой А на рис. 3.6.

Из кривой ABC на рис. 3.6 очевидно, что если бы магматическая водная фаза с первоначальной температурой выше поля устойчивости роговой обманки и давлением 1,0 кбар удалилась из насыщенной H2O краевой зоны и проникла в более холодные вмещающие породы без интенсивных реакций, то она попала бы в поле устойчивости силиката алюминия (андалузита) ниже его солидуса. Поэтому при температуре выше приблизительно 600° С, как, например, в точке В, такой раствор будет реагировать с вмещающими породами главным образом в соответствии с субсолидусными эквивалентами реакционных схем (3.13)—(3.15) до достижения границы равновесия андалузит (as) — калиевый полевой шпат (or). С другой стороны, при более низких температурах, таких, как в точке С, равновесие в калишпатсодержащих вмещающих породах устанавливается только тогда, когда состав раствора смещается к точке E на границе мусковит — калиевый полевой шпат. Локально, как, например, в краевых трещинах, калиевый полевой шпат может расходоваться рано, и в этом случае отношение mKClv/mHClv смещается назад, к границе андалузит — мусковит. Петрографические данные по избирательному замещению в более анортитовых зонах плагиоклазовых вкрапленников измененных порфиров и химические данные, свидетельствующие об обеднении кальцием, а также обогащении калием, указывают, что субсолидус, отвечающий реакции (3.15), при котором происходит увеличение отношения mKClv/mHClv за счет потребления HCl, является главным фактором в установлении равновесия, особенно для растворов, берущих начало в точке В. В последнем случае (С —> Е), когда образуется мусковит, такая реакция, как

которая расходует HCl и KCl в отношении 2:1, также приводит к увеличению отношения mKClv/mHClv, несмотря на тот факт, что mKClv действительно уменьшается.
Наоборот, водный раствор, зарождающийся в поле устойчивости роговой обманки, как, например, в точке D на рис. 3.6, не переходит без реакции в поле устойчивости андалузита вплоть до охлаждения в точке Е. Следовательно, равновесие может установиться в точке Е, на границе мусковит — калиевый полевой шпат, главным образом за счет реакции (3.17) или в сочетании ее с реакцией

Сходным образом магматическая водная фаза, зарождающаяся в точке F, находящаяся в поле устойчивости как биотита, так и роговой обманки и характеризующаяся самыми высокими значениями отношения mKClv/mHClv, доступными в условиях гиперсолидуса в гранодиоритовой системе, также попадает прямо в поле устойчивости мусковита и достигает равновесия на границе мусковит — калиевый полевой шпат преимущественно в результате реакции (3.20). Понятно, что растворы, зарождающиеся в точках A, D или F, могут охлаждаться, почти не вступая в реакцию до температур порядка 350—400 °С, где вместо андалузита устойчив пирофиллит. При этих условиях, которые рассматриваются более полно и всесторонне в статье на стр. 148, локальное равновесие в краевых трещинах может устанавливаться либо на границе пирофиллит — мусковит, либо на границе мусковит — калиевый полевой шпат, что зависит от наличия полевых шпатов.
В случае когда магматическая водная фаза, зарождающаяся в точках А, D или F, достигает равновесия с гранодиоритовым порфиром при температурах солидуса и давлении выше 0,5 кбар, отношение mKClv/mHClv будет колебаться между 10 и 15 (точка Н), достигая таких значений на пути к точке F за счет конверсии гиперсолидуса роговой обманки и биотита, как это обсуждалось ранее. Переход этого раствора в более охлажденные гранодиорит-порфировые вмещающие породы со сравнительно малой скоростью, которая позволяет достичь состояния, близкого к локальному равновесию, приводит к дальнейшему понижению отношения mKClv/mHClv в значительной степени за счет реакции (3.21), но также отчасти вследствие конверсии субсолидуса роговой обманки и биотита, однако ни один из этих факторов не влияет на mHClv. Уменьшение анортитовой составляющей в твердом растворе плагиоклаза в ходе реакции (3.21) вызывает соответствующее возрастание активности альбита (ааbpl), что в свою очередь ведет к уменьшению отношения mKClv/mHClv в результате обменной реакции

Кроме того, равновесие в этой реакции сдвигается вправо при охлаждении щелочной полевошпатовой магматической ассоциации ниже температуры солидуса, так как отношение аabaf/aoraf возрастает с уменьшением температуры при постоянном составе. Поэтому в результате всех этих реакций водный хлоридный раствор магматического происхождения, равновесный с гранодиоритовыми вмещающими породами или магмой выше точки I на рис. 3.6, должен пересечь границу мусковит — калиевый полевой шпат близ ее высокотемпературного предела (близ точки I или между точками I и Е).
Te растворы, которые были равновесны вдоль границы андалузит — калиевый полевой шпат, пересекают границу мусковит — калиевый полевой шпат в точке I — изобарической инвариантной точке — вследствие изобарической инвариантной реакции

тогда как охлаждающиеся растворы, которые достигают границы мусковит — калиевый полевой шпат (+ кварц) со стороны поля калиевого полевого шпата, пересекают эту границу между точками I и Е, где они приходят в равновесие в результате изобарической инвариантной реакции

При дальнейшем охлаждении в присутствии полевых шпатов в квази-равновесных условиях реакции (3.20) и (3.24) обеспечивают возрастание отношения mEKv/mEHv вдоль границы мусковит — калиевый полевой шпат (рис. 3.6).
Следует заметить, что реакции (3.21) и (3.22), а также реакции, которые ведут к замещению железомагнезиальных минералов биотитом с калием, присутствующим в твердой фазе, обусловливают калиевый метасоматоз — важную особенность внутренних калишпатово-биотитовых зон изменения во всех известных меднопорфировых месторождениях. Кроме того, необходимо подчеркнуть, что реакция (3.23) и особенно реакция (3.24) приводят к фиксированию водорода в мусковите («серицит»), т. е. вызывают низкотемпературный кислотный метасоматоз, что является еще одной важной особенностью тех порфиров, в которых интенсивно развита филли-товая зона. Однако тот факт, что отношение mKClv/mHClv возрастает в этих реакциях, не обязательно означает, что содержание калия в растворе увеличивается с понижением температуры. Такие реакции, как (3.20)-(3.22), служат буфером, ограничивающим содержание калия при постоянном ECl в присутствии плагиоклаза или натриевого щелочного полевого шпата.
При давлениях ниже примерно 0,5 кбар, где как роговая обманка, так и биотит неустойчивы выше солидуса, преобладает водная фаза, в которой отношение mkclv/mhclv приблизительно отвечает точке А. При этих условиях солидус повышается до температур выше 800° С, а положение изобарической инвариантной точки I (рис. 3.6) понижается до температур намного ниже 600° С; следовательно, температурный интервал, выше которого водные флюиды могут находиться в равновесии вдоль границы андалузит — калиевый полевой шпат, расширяется. Такое сохранение равновесия указывает на субсолидус, соответствующий реакциям (3.13)—(3.15), в результате которых образуется силикат алюминия (андалузит) при температуре ниже примерно 750° С. Таким образом, интенсивное изменение силикатов алюминия, включая низкотемпературную пирофиллитизацию, возможно, отражает низкое давление в источнике магматической водной фазы.
Альтернативное объяснение алюмосиликатного изменения, а также объяснение других важных особенностей измененных порфиров, например образования ангидрита, затрагивают вопрос о поведении при охлаждении серосодержащих компонентов в магматической водной фазе. В предыдущем разделе было показано, что в соответствии с расчетами Омото общее содержание серы в водной фазе, равновесное с гранодиоритовой магмой при типичных условиях fO2, варьирует примерно от 0,2 т при 2,0 кбар до 2,0 т или более при давлении флюида 0,5 кбар. Кроме того, отмечалось, что более высокие, чем обычно, значения fO2, вызванные диффузионной потерей H2, могут привести к намного более высокому общему содержанию серы. Вместе с увеличением содержания серы увеличивается также отношение fSO2/fH2S до значений 10 и более, но перед охлаждением до температур субсолидуса SO2 претерпевает гидролиз по схеме

Наблюдающееся в результате возрастание fH2SO4 вместе с сопутствующим увеличением fCaCl2 в результате реакций (3.21) и (3.20) вызывает осаждение ангидрита по реакции

что позволяет объяснить наблюдения Камю, согласно которым большая часть ангидрита в Эль-Теньенте, Чили, отлагалась в свободном пространстве. Течение реакции (3.25), которая способствует осаждению ангидрита по реакции (3.26), также увеличивает fH2S и в свою очередь обусловливает осаждение сульфидов металлов в результате гомогенных реакций между H2O и хлоридами металлов (главным образом хлоридом железа) в водной фазе, а также вследствие сульфидизации железосодержащих окислов и силикатов вмещающих пород.
Все реакции, которые приводят к осаждению сульфидов металлов из водных хлоридных растворов, а также реакция (3.26) приводят к образованию такого количества HCl, которое может значительно превышать исходное содержание HCl в магматической водной фазе. Следовательно, отношение mKClv/mHClv при охлаждении может следовать по линии субсолидуса от точки H на рис. 3.6, которая гораздо сильнее изогнута по направлению к более низким значениям, и пересечь границу андалузит — калиевый полевой шпат выше изобарической инвариантной точки I. Кроме того, продолжающееся осаждение сульфидов с ангидритом или без него после того, как растворы поступают в поле устойчивости мусковита, вызывает «кислотный метасоматоз» (филлитизацию), который может быть полностью затушеван из-за первоначального содержания HCl в магматической водной фазе. Таким образом, изотопные данные подтверждают, что хотя в некоторых порфировых системах метеорные воды, вероятно, участвуют в заключительных стадиях филлитизации, но для широкой филлитизации их присутствие не обязательно. Действительно, возможно, что за счет в общем положительного давления (Pфлюида > Ргидрост.) в трещинной системе порфиров, в которую флюиды поступают из насыщенной H2O краевой зоны, основной доступ метеорных вод к системе осуществляется только после существенного снижения снабжения из магматического источника вследствие затухания магматической активности или закупорки каналов, по которым перемещается флюид из насыщенной H2O краевой зоны.
До сих пор было очень мало сказано о натриевом аналоге системы, представленной на рис. 3.6, главным образом из-за того, что обогащенная натрием слюда — парагонит в филлитизированных порфирах, даже в обогащенных натрием диоритовых породах, встречается очень редко. В соответствии с представленной моделью такая редкая встречаемость парагонита объясняется тем фактом, что его наибольшая температурная устойчивость в присутствии кварца (эквивалент изобарической инвариантной точки I на рис. 3.6) на 50—100 °С ниже, чем температурная устойчивость мусковита + кварц. Таким образом, по мере охлаждения поступивших из магматического источника флюидов вдоль таких кривых, как DE, FG или HI (рис. 3.6), последние входят в поле устойчивости мусковита + кварц с отношением mEKv/(mEKv + mENav), равным примерно XKClv/(XKClv + XNaClv) (константы ионизации KCl, NaCl и HCl ничтожно малы при температуре выше 500° С) в интервале 0,2—0,4. Изобарическое инвариантное равновесие между мусковитом (+ кварц) и калиевым полевым шпатом данного состава буферирует отношение mEKv/mEHv при однозначной величине для данного давления и температуры (рис. 3.6), но отношение mENav/mEHv не буферируется аналогичным образом. Поэтому между мусковитом, калиевым щелочным полевым шпатом и натриевым плагиоклазом равновесие устанавливается при строго находящемся в пределах поля устойчивости альбита, и сохраняется при падении температуры вдоль границы мусковит — калиевый полевой шпат. Таким образом, несмотря на тот факт, что отношение возрастает с падением температуры вдоль границы мусковит — калиевый полевой шпат, отношение mENav/mEHv также возрастает за счет реакций типа (3.20) и сопутствующего уменьшения mEKv/(mEKv + mENav) приблизительно до 0,17 при 500° С и 1,0 кбар и до более низких значений при низких температурах. Следовательно, только в том случае, когда калиевый полевой шпат полностью израсходуется, после чего растворы опустятся в поле мусковита, как в точке J на рис. 3.6, парагонит становится устойчивым. Дальнейшее охлаждение вне точки J в отсутствие калиевого полевого шпата приводит к образованию парагонита в соответствии с равновесной реакцией, аналогичной реакции (3.24), или монтмориллонита при температурах ниже примерно 330° С.
Повторное разогревание обогащенных натрием растворов в контакте с ассоциацией мусковит — кварц — натриевый плагиоклаз в результате циркуляции в конвективной гидротермальной системе приводит к преобразованию слюд в богатые щелочами полевые шпаты. G другой стороны, повторное нагревание тех же растворов, находящихся в контакте с бесполевошпатовыми породами, например пелитовыми метаосадками, может в конечном счете привести к образованию парагонита. Это, возможно, важный процесс в формировании парагонитсодержащих сланцев многих регионально метаморфизованных толщ, но фактическое отсутствие парагонита в гидротермально измененных порфирах и относительно малая распространенность натриевого монтмориллонита свидетельствуют о том, что этот процесс изменения не является важным. Следовательно, филлитизация в порфировых системах рассматривается здесь как результат главным образом взаимодействия с кислыми летучими из высокотемпературного источника. Соответственно метеорные воды, обнаруженные с помощью изотопного анализа во многих филлитизированных порфирах, возможно, обусловливали ионный обмен, вероятно, в некоторых случаях при температурах до 500° С.
Наконец, ранее были приведены аргументы против представления об отделении летучих из большинства порфировых магм в виде двух несмешивающихся фаз, одна из которых — богатый H2O флюид, а другая — богатый хлором рассол. С другой стороны, приводились также данные по изучению флюидных включений, которые ясно показывают, что в некоторых районах, особенно в Бингеме, Юта, субсолидусное отделение (конденсация) происходило при температуре до 700° С и давлениях, приближающихся к 1 кбар. Конденсация в этих условиях может осуществляться более легко при умеренном (~ 100 бар) падении давления, сопровождающем удаление магматической водной фазы из насыщенной H2O краевой зоны в окружающую систему трещин. Пока эти обогащенные щелочами и металлохлоридами конденсаты сосуществуют с обогащенной летучими (HCl, H2S, SO2, CO2) водной фазой, равновесие твердой фазы оказывает не очень сильное влияние. Однако вследствие различий в плотности более кислая, обогащенная серой водная фаза имеет тенденцию концентрироваться в верхних частях системы трещин, где она может усиливать филлитизацию и отложение сульфидов.