Взаимосвязь относительной распространенности масс гранитов и риолитов в земной коре с закономерностями реологии гранитоидных магм

Полный текст

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.

Об авторах

Э. С. Персиков

Автор, ответственный за переписку.
Email: persikov@iem.ac.ru
Россия, Черноголовка

Список литературы

Дополнительные файлы

Доп. файлы

Действие

1. JATS XML

Скачать

2. Рис. 1. Температурные зависимости вязкости ультраосновных (модельный дунит) и базальтовых расплавов при давлениях флюида (PAr = 100 МПа, базальтовый расплав; РCO2 = 100 MПа, ультраосновной расплав). Погрешность экспериментальных и расчетных данных ± 30 отн.% (Persikov, 1998; Persikov, Bukhtiyarov, 2009; Persikov et al., 2018).

Скачать (141KB)

Метаданные

3. 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).

Скачать (143KB)

Метаданные

4. 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. %).

Скачать (115KB)

Метаданные

5. Рис. 4. Закономерности вязкости субликвидусных (Т = Тлик. – 50°С) водосодержащих гранитных магм в условиях земной коры: РН2О = 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).

Скачать (83KB)

Метаданные