The relationship of the relative abundance of masses of granites and rhyolites in the earth’s crust with the regularities of the rheology of the granitic magmas

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Вопрос количественных соотношений между кислыми плутоническими и вулканическими породами (П : В) до настоящего времени остается дискуссионным, несмотря на значительный объем петрологических, геохимических, геохронологических, геофизических наблюдений и результатов термодинамического моделирования (например, Winkler, 1962; Харрис и др., 1972; Crisp, 1984; Lipman, 1984; Shaw, 1975; Glazner et al., 2015; Lundstrom, Glazner, 2016 и ссылки в этих работах). Основная проблема, возникающая при определении соотношений интрузивных и эффузивных пород в конкретном вулкано-плутоническом комплексе, заключается в следующем. Во-первых, во многих случаях плутонические породы выглядят очень похожими на связанные с ними вулканические породы. Во-вторых, часто вулканические породы не сохраняются, благодаря процессам разрушения и эрозии. В очень немногих районах Земли можно наблюдать совместно как вулканические, так и непосредственно связанные с ними плутонические породы. Характерным примером такого комплекса кислых пород является супервулкан Йеллоустоун в США. Геофизические исследования свидетельствуют о том, что там находится примерно 32800 ± 4200 км³ гранитной плутонической породы (Christiansen, 2001 и др.). Объем вулканических пород, образовавшихся в Йеллоустоне за последние 2.2 млн лет, составляет от 3550 до 7250 км³. Сравнение объемов плутонических и вулканических пород (П : В) для поля Йеллоустоун дает довольно неопределенное соотношение между 4 : 1 и 10 : 1. Основными факторами, которые коррелируют с наблюдаемым в природе объемным соотношением плутонических и вулканических пород в земной коре, являются: состав магмы, степень ее кристалличности и флюидо-насыщенности, потенциал кислорода fO₂, толщина коры, тектоническая обстановка и региональное напряжение (например, Winkler, 1962; Харриси др., 1972; Луканин, 1985; Di Genova et al., 2017). Соотношения объемов интрузивных и экструзивных образований обычно около 5 : 1 для океанической коры и 10 : 1 для континентальной коры. Эта разница, по-видимому, отражает неодинаковую скорость подъема магмы, связанную с различной толщиной коры и составом магмы (например, Winkler, 1962; Харрис и др., 1972; Marsh, 1981). В обзорной работе (White et al., 2006), на основе анализа объемов плутонических и вулканических пород более чем в 170 магматических провинциях Земли, авторы, с одной стороны, констатируют такую же неопределенность в этом вопросе, а с другой стороны, отмечают систематическую и значимую корреляцию соотношения П : В с составом магмы, а следовательно с ее вязкостью. Известно, что именно вязкость в значительной степени определяет характер перемещения магматических расплавов в земной коре и верхней мантии, текстурные особенности интрузивов и эффузивов и многие другие особенности магматических пород (Заварицкий, Соболев, 1961; Соболев, 1973; Персиков, 1984; Persikov, 1991 и др.). В.С. Соболев (1973) предложил общую схему вертикального перемещения магм в земной коре и в верхней мантии, образовавшихся при различных значениях литостастического (Р_лит.) и флюидного (Р_Н2О) давления, и обосновал невозможность излияния магм с содержанием воды в них более 1–2 мас.% при соотношении Р_Н2О/Р_лит. ~ 0.1. Он предположил, что причина относительной распространенности масс интрузивных и эффузивных пород в земной коре кроется в закономерностях вязкости водосодержащих магм в переменном поле температур и давлений. Вязкость магм является сложной функцией химического и фазового состава, структуры и степени кристалличности, летучести кислорода fO₂, температуры, давления, содержания летучих компонентов, прежде всего воды и ее форм растворения в расплаве. В результате исследований в ИЭМ РАН и в различных лабораториях мира на протяжении более трех десятков лет автором разрабатывалась физико-химическая модель, позволяющая рассчитывать вязкость гетерогенных магм практически любого состава, от гранитных до ультраосновных, в условиях земной коры и верхней мантии (Persikov, 1991, 1998, 2007; Persikov et al., 1990; Persikov, Bukhtiyarov, 2009 и ссылки в этих работах). Модель позволила прогнозировать вязкость магматических расплавов как функцию следующих параметров: 1) температуры, 2) литостатического и флюидного давлений, 3) структуры и химического состава расплава, включая летучие компоненты (H₂O, OH^–, CO₂, CO₃^2–, F^–, Cl^–), 4) летучести кислорода, определяемой через соотношение Fe²⁺/( Fe²⁺ + Fe³⁺), 5) соотношения катионов: Al³⁺/(Al³⁺ + Si⁴⁺), Al³⁺/(Na⁺ + K⁺ + Ca²⁺ + Mg²⁺ + Fe²⁺), 6) объемного содержания кристаллов и пузырей (до 45 об.%) с использованием простой компьютерной программы.

Соотношение прогнозных и экспериментальных данных для водосодержащих гранитоидных расплавов детально рассматривалось ранее (Персиков, 1984; Persikov, 1991, 1998; Persikov et al., 1990). На рис. 1 и 2 в качестве дополнительного примера достоверности прогноза вязкости магм по этой модели приведено сравнение новых экспериментальных и расчетных данных по температурной и барической зависимости вязкости ультраосновных (модельный дунит) и базальтовых расплавов в широком диапазоне температур (1300–1950°С) и давлений (0.1–7.5 ГПа) в земной коре и верхней мантии.

Рис. 1. Температурные зависимости вязкости ультраосновных (модельный дунит) и базальтовых расплавов при давлениях флюида (P_Ar = 100 МПа, базальтовый расплав; Р_CO2 = 100 MПа, ультраосновной расплав). Погрешность экспериментальных и расчетных данных ± 30 отн.% (Persikov, 1998; Persikov, Bukhtiyarov, 2009; Persikov et al., 2018).

Рис. 2. Изотермические (1800°C) зависимости вязкости базальтовых и ультраосновных (модельный дунит) расплавов от давления (погрешность экспериментальных и расчетных данных ± 30 отн.% (Persikov, 1998; Persikov, Bukhtiyarov, 2009; Persikov et al., 2018).

Из приведенных данных следует, что даже для таких экстремальных температурных, барических и композиционных условий данные по вязкости расплавов, полученные по модели, очень хорошо соответствуют экспериментальным результатам в пределах оговоренных погрешностей.

На основе значительного объема экспериментально-теоретических данных достоверно установлено, что из широкого спектра флюидных компонентов кислых магм (Н₂О, СО₂, НСl, NaCl, HF, NaF, H₂S) решающее влияние на их текучесть оказывает вода, растворяющаяся в магмах в двух формах. Растворение воды в расплаве в виде гидроксила ОН^– сильно снижает вязкость и значительно увеличивает степень деполимеризации (основность) расплава. Предельная емкость гранитоидного расплава для ОН^– составляет 6.4 мас.% (Персиков, 1984; Persikov, 1998). Растворение воды в расплаве в виде молекул Н₂О, наоборот, слабо снижает вязкость кислого расплава, не меняя его основности, а псевдобинарная система гранитоидная магма–вода с хорошей степенью приближения моделирует реологическое поведение таких магм во всем диапазоне глубин земной коры. Проблема достоверного определения соотношения ОН^–/Н₂О в гранитоидных расплавах при различных температурах и давлениях остается дискуссионной (Stolper, 1982; Персиков, 1984; Бернэм, 1983; Кадик и др., 1971; Хитаров и др., 1963). Наши экспериментально-теоретические результаты, а также данные, полученные в ряде других работ (Бернэм, 1983; Nowak, Behrens, 1995), подтверждают упомянутую предельную емкость гранитоидных расплавов по отношению к OH^– при высоких температурах. Вместе с тем известно, что в закаленных расплавах (стеклах), полученных при изобарической закалке водосодержащих кислых расплавов (гранит, альбит), особенно при Р_Н2О ≥ 200 МПа, преобладает молекулярная Н₂О (Stolper, 1982; Персиков, 1984; Persikov, 1991, 1998; Persikov et al., 1990; Nowak, Behrens, 1995 и ссылки в этих работах).

Экспериментально установлена аномальная барическая зависимость вязкости гранитоидных магм. Их вязкость значительно снижается с ростом литостатического и водного давлений (Kushiro, 1981; Brearley et al., 1986; Giordano et al., 2004;Mysen, 1991; Scarfe et al., 1987; Persikov, 1991, 1998, 2007; Persikov et al., 1990). Ввиду того, что отсутствуют геологические доказательства существенного перегрева кислых магм в различных фациальных условиях земной коры, были выполнены расчеты вязкости таких магм по нашей модели при термодинамических параметрах их субликвидусов, установленных в ряде работ (Перчук, 1973; Кадик и др., 1971) во взаимосвязи со структурой расплавов.

РЕЗУЛЬТАТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ

Видоизмененное уравнение Аррениуса–Френкеля–Эйринга (Persikov, 1998, 2007; Persikov et al., 2018) используется в работе для расчетов концентрационной, температурной и барической зависимостей вязкости системы гранитоидная магма–вода:

η_T^P = η₀exp(E_X^P/RT), (1)

где E_X^P – (Дж/моль) энергия активации вязкого течения, которая является функцией состава магматического расплава, концентрации форм растворенной воды в нем (ОН^–, Н₂О) и давления; η_T^P – вязкость магмы при данной температуре и давлении (Па · с); η₀ – предэкспоненциальная константа (Па · с), характеризующая вязкость расплава при T → ∞ (Log η₀ = – 4.5 ± 0.14); T – температура (К); R = 8.3192 (Дж/моль · K) – универсальная газовая постоянная.

Для характеристики особенностей химического состава и структуры магм в работе используется параметр (100NBO/Т), который определяется из химического состава расплава, выраженного в мас.% оксидов, включая летучие компоненты (ОН^–, Н₂О, СО₂, СО₃^2– и др.), с использованием следующего уравнения:

100NBO/T = 200(O – 2T)/T, (2)

где O – суммарное количество грамм-ионов немостиковых кислородов в расплаве (non-bridging oxygen), T = (Al³⁺ + Si⁴⁺ + Fe³⁺ + Ti⁴⁺ + Р⁵⁺ + B³⁺) – суммарное количество грамм-ионов сеткообразователей, находящихся в тетраэдрической координации по кислороду и входящих в анионную часть структуры расплава. Пример расчета этого параметра для водосодержащего гранитного расплава приведен в ряде работ (например, Персиков, 1984; Persikov, 1991, 1998; Persikov et al., 1990). Было доказано, что этот параметр, названный степенью деполимеризации или коэффициентом основности магм, адекватно и c наибольшей чувствительностью отражает структуру и состав магм (Персиков, 1984; Persikov, 1991, 1998, 2007). Необходимо подчеркнуть, что для гранитоидных магм этот параметр изменяется от 0 до 17 (рис. 3), тогда как часто используемый в западной литературе похожий параметр NBO/Т (Mysen, 1991) близок к 0 для полимеризованных гранитоидных расплавов и, следовательно, не способен отражать особенности химизма и структуры полимеризованных гранитоидных магм (Персиков, 1984; Persikov, 1991; Di Genova et al., 2017). Параметр 100NBO/Т не имеет подобного недостатка, так как для гранитоидных расплавов, особенно водосодержащих, изменяется в широких пределах (см. ниже табл. 2). Была также получена обобщенная структурно-химическая зависимость энергии активации вязкого течения магматических расплавов, согласно которой весь диапазон составов природных магм делится на четыре интервала с разной величиной энергии активации и, соответственно, вязкости в зависимости от состава и структуры магмы (Persikov, 1998, 2007):

1) полностью полимеризованные кислые магмы, 0 ≤ 100NBO/T ≤ 17,

2) частично деполимеризованные средние-основные магмы, 17 ≤ 100NBO/T ≤ 100,

3) деполимеризованные основные-ультраосновные магмы 100 ≤ 100NBO/T ≤ 200,

4) полностью деполимеризованные ультраосновные магмы 200 ≤ 100NBO/T ≤ 400.

Очевидно, что энергия активации вязкого течения и вязкость расплава (см. уравнение 1) значительно уменьшаются с ростом основности полимеризованных кислых магм (см. рис. 3). Необходимо также отметить, что для таких расплавов их энергии активации, а следовательно, и вязкость существенно снижаются с ростом отношения Al³⁺/(Al³⁺ + Si⁴⁺), т.е. при переходе от силикатных (расплав кварца) к алюмосиликатным расплавам (рис. 3), что впервые удалось учесть при расчетах вязкости по предложенной модели.

Влияние кристаллической фазы на вязкость гетерогенного расплава рассчитывается в модели с использованием эмпирического уравнения:

η_гет. = η₀ (1 – V_кр.)^–3.35, (3)

где η₀ – вязкость жидкой фазы, V_кр. – объемная доля кристаллической фазы.

Таблица 1. Химический состав (мас.%) и структурно-химический параметр (100NBO/T) исходного гранитного расплава

Примечание. * Средний состав гранитов по (Le Maitre, 1976).

Рис. 3. Обобщенная структурно-химическая зависимость энергий активации вязкого течения модельных и магматических расплавов (в квадратных скобках приведены основные структурные анионы расплавов (Persikov, 1998)). 1 – Qz₁₀₀, 2 – Ab₁₀₀ (модельный гранит), 3 – Jd₁₀, 4 – Ne₁₀₀, 5 – Ab₉₃(H₂O)7, 6 – Ab₈₅(H₂O)15, 7 – Ab₇₅(H₂O)25, 8 – Ab₈₀Di₂₀, 9 – Ab₅₇Di₄₃, 10 – Ab₃₀Di₇₀, 11 – Di₉₂(H₂O)8, 12 – Di₉₆(H₂O)4, 13 – Di₁₀₀ (cостав расплавов – мол. %).

Рис. 4. Закономерности вязкости субликвидусных (Т = Т_лик. – 50°С) водосодержащих гранитных магм в условиях земной коры: Р_Н2О = 0–300 МПа, Рлит. – до 1000 МПа, Т = 620–925°С, содержание кристаллов и пузырей в магме до 25 об.%, степень деполимеризации 100NBO/T = 3.5–54).

Отдельное влияние пузырей флюидной фазы на вязкость гетерогенного расплава удовлетворительно описывается следующим эмпирическим уравнением:

η_гет. = η₀ (1 – 1.5V_фл.) ^–0.55, (4)

где V_фл. – объемная доля пузырей флюидной фазы в жидкости (Persikov et al., 1990; Persikov, 1998, 2007; Persikov, Bukhtiyarov, 2009; Persikov et al., 2018). В качестве представительного состава кислых пород выбран средний состав гранита (риолита), основанный на более чем 2800 анализах (Le Maitre, 1976) составов гранитов из практически всех регионов мира (табл. 1).

На рис. 4 приведена диаграмма вязкость–Н₂О для системы гранитный расплав–вода при температурах субликвидуса гранита (Т = Т_лик. – 50°С) в широком интервале давлений.

При ее построении использованы экспериментально-теоретические результаты исследований термодинамических параметров плавления гранита в присутствии водяного пара (Лебедев, Хитаров, 1964; Хитаров и др., 1963; Кадик, 1971; Персиков, 1984; Перчук, 1973; Бернэм, 1983), а вязкость расплавов в этих условиях рассчитана по предложенной модели (см. табл. 2).

Анализ представленных результатов (табл. 2, рис. 4) показывает, что гранитные магмы с содержанием воды от 2 до 9 мас.% являются достаточно подвижными расплавами в широком диапазоне Р-Т параметров. Сравнительно невысокая вязкость водонасыщенных гранитных магм (~10^5.9 Па · с) и практически полная независимость вязкости магм в этих условиях от содержания воды в них (см. выделенную область на рис. 4) и, соответственно, от степени их деполимеризации (100NBO/T = 19–54) определенно указывают на возможность гомогенизации в земной коре на различных глубинах больших масс плутонических гранитоидных батолитов и лополитов путем конвекции, флюидно-магматического массопереноса и последующей их кристаллизации. Полученные результаты (табл. 2, рис. 4) доказывают также принципиально иные закономерности вязкости недосыщенных водой гранитоидных магм при низком содержании воды в них (≤ 2 мас.%, см. выделенную область на рис. 4). Они отражают многие особенности кислого магматизма в эффузивной и субвулканической фациях. При почти полной дегидратации гранитоидных магм их вязкость возрастает на три порядка и достигает значений ~10⁸–10⁹ Па · с, а степень деполимеризации значительно снижается (100NBO/T от 19 до 3.5, см. табл. 2). При такой вязкости полимеризованные гранитоидные магмы не способны течь в виде лавовых потоков, а извергаются сравнительно редко в виде экструзий или взрывных катастрофических извержений. Основная же масса таких гранитоидных магм не достигнет поверхности Земли, их кристаллизация будет происходить в плутонической фации.

Таблица 2. Вязкость (η_TP) и структурно-химические параметры (100NBO/T) водосодержащих сублидусных гранитоидных магм при термодинамических параметрах земной коры

ВЫВОДЫ

1. Получены достоверные закономерности вязкости и структуры близликвидусных водосодержащих гранитоидных магм в широком интервале термодинамических параметров, соответствующих земной коре. Тем самым на количественной физико-химической основе обоснованы возможные диапазоны и пределы перемещения таких магм на различных гипсометрических уровнях в земной коре.
2. Установленные закономерности вязкости субликвидусных водосодержащих гранитоидных магм количественно подтверждают на физико-химической основе предположение В.С. Соболева (1973) о взаимосвязи вязкости водосодержащих магм с относительной распространенностью в земной коре масс интрузивных и эффузивных кислых пород, т.е. наблюдаемое в природе широкое распространение в земной коре масс интрузивных гранитов по сравнению с массами эффузивных риолитов.

Благодарности. Автор признателен П.Г. Бухтиярову (ИЭМ РАН) за сотрудничество в экспериментах, обсуждение результатов и критические замечания. Автор благодарен Е.Б. Лебедеву и О.А. Луканину (ГЕОХИ РАН) за ценные замечания по работе, способствовавшие улучшению качества первоначальной версии статьи.

Источники финансирования. Работа выполнена при финансовой поддержке программы № 19 Президиума РАН.

About the authors

E. S. Persikov

Author for correspondence.
Email: persikov@iem.ac.ru
Russian Federation, Chernogolovka

References

Supplementary files

Supplementary Files

Action

1. JATS XML

Download

2. Fig. 1. Temperature dependences of ultrabasic viscosity (model dunite) and basaltic melts at fluid pressures (PAr = 100 MPa, basalt melt; PCO2 = 100 MPa, ultrabasic melt). The error of the experimental and calculated data ± 30 rel.% (Persikov, 1998; Persikov, Bukhtiyarov, 2009; Persikov et al., 2018).

Download (141KB)

Indexing metadata

3. Fig. 2. Isothermal (1800 ° C) viscosity dependencies basalt and ultrabasic (model dunite) melts from pressure (experimental error and calculated data ± 30 rel.% (Persikov, 1998; Persikov, Bukhtiyarov, 2009; Persikov et al., 2018).

Download (143KB)

Indexing metadata

4. Fig. 3. Generalized structural-chemical dependence viscous flow model activation energies and magmatic melts (in square brackets main structural anions of melts are given (Persikov, 1998)). 1 - Qz100, 2 - Ab100 (model granite), 3 - Jd10, 4 - Ne100, 5 - Ab93 (H2O) 7, 6 - Ab85 (H2O) 15, 7 - Ab75 (H2O) 25, 8 - Ab80Di20, 9 - Ab57Di43, 10 - Ab30Di70, 11 - Di92 (H2O) 8, 12 - Di96 (H2O) 4, 13 - Di100 (composition of the melts - mol.%).

Download (115KB)

Indexing metadata

5. Fig. 4. Regularities of viscosity sublicus (T = Tlick. - 50 ° С) of water-containing granite magmas in the earth's crust: PH2O = 0–300 MPa, Rlit. - up to 1000 MPa, Т = 620–925 ° С, crystal content and bubbles in magma up to 25 vol.%, the degree of depolymerization 100NBO / T = 3.5–54).

Download (83KB)

Indexing metadata