Тектонические и геологические позиции эпитермальных систем (стр. 2 из 5)
Любая гипотеза, призванная объяснить генезис риолитов в плитовых границах, также должна объяснить отсутствие риолитов в районах, которые подвергались субдукции в исключительно океанических условиях. Произошли ли риолиты в результате плавления чешуй и подвига океанических осадков, образованных из континентальных масс, или в результате непосредственного плавления сиалической коры? Очевидно, что должен был действовать какой-процесс, но не чистое кристаллизационное фракционирование.
В настоящее время популярная модель термодиффузии в жидкой среде, предложенная Хилдретом, способна объяснить различие интерпретаций образования риолитов в различных районах. Она даёт механизм обогащения совместимых сидерофильных элементов и несовместимых элементов, характерной особенностью которых должно быть несовместимость с любой преимущественно кристалл-жидкосит системой. Она так же даёт механизм фракционирования тяжёлых редкоземельных элементов относительно лёгких без привлечения фракционирования циркона или апатита. Обогащение или истощение благородных металлов в такой модели и их режим во время извержения сомнительны.
Эти факторы свидетельствуют против любой модели модификации риолитовой магмы, основанной исключительно на распределении кристалл / расплав. Термодиффузную модель трудно применить к вулканической зоне Таупо, т.к. система является активной и развивающейся, но модель может оказаться полезной для объяснения различий в деталях между эруптивными событиями разделёнными временем в одном и том же вулканическом центре.
Модель образования риолитов вулканической зоны Таупо основана на спрединговых скоростях, рассчитанных от Гавайских островов. Самесима рассчитал, что сляба, образующая зону Беньофа
под вулканической зоной Таупо, начала опускаться ± 20 млн. лет назад. Вэлкотт же, базируясь на сходимости в одной точке индийской и тихоокеанских плит, показал, что опускание началось 12-15 млн. лет назад. В конечном счете, эта субдукция привела к образованию серии главных ССВ разломов растяжения, связанных со спредингом за дугой. В результате этого образовались главные проседания фундамента в районе зоны Таупо с серией сбросов 2-4 км, а также произошло открытие рифта со скоростью ± 7мм в год.
Штерн отмечает, что имеется различие между скоростью андезитового фронта миграции и кажущейся скоростью растяжения фундамента вулканической зоны Таупо. Хотя эти расчёты очень зависят от граничных данных, можно предполагать, что субсиалический материал должен подниматься или в виде диапиров, или в жидком состоянии, заполняя пространство, образованное дифференциальными движениями. Гравитационные исследования Штерна показывают, что это возможно, т. к. кора в ССЗ части зоны Таупо значительно тоньше, чем кора "аномальной мантии" с плотностью = 3.2 на глубине 15-20 км. Робинсом и др. показал, что, несмотря на значительное сейсмическое затухание, этот слой подвергается короткому воздействию сейсмичных S-волн, которые позволяют предполагать, что этот слой в основном твёрдый, хотя некоторое количество жидкой фазы в нём присутствует.
Предполагается, что блоки фундамента с р = 2.76 могут "откатываться" от волочащегося ССВ края Тихоокеанской плиты и войти в контакт с мантийным материалом при температуре выше солидуса материала блока. Поскольку отдельные блоки могут быть относительно небольшими, порядка нескольких км3, то они могут подвергаться частичному плавлению в результате локального внедрения базальтовой магмы. Теплопередача реализуется кондуктивно - процесс, который благоприятен, т.к. конвекция флюида, которая могла бы привести к подъёму больших объёмов с малым количеством расплава, кажется, маловероятна в непроницаемом граувакковом материале.
Расплав, сформированный таким образом, может подняться всплыванием к верхнекоровым магматическим очагам, увеличиваясь в объёме и уравновешиваясь с Р-Т условиями окружающей среды перед извержением. Извержение может быть спровоцировано избыточным флюидным давлением, возникающим вследствие активных разрывных подвижек.
Штерн предлагает тепловой баланс для этого процесса в следующем виде:
где Er— энергия, необходимая для плавления граувакков,
Ea- энергия необходимая для поддержания теплового потока района, Ea— энергия, получаемая в результате охлаждения внедрённых пород во время t. Эта энергия может подаваться от слоя андезитовой магмы —11,2 км, охлаждающегося с 10000 до 8000С. Потребная мощность становится меньше, если начальная температура интрудированной породы выше.
Хотя Штерн предлагает жидкие андезиты в качестве источника тепла, последнее может обеспечиваться восходящим потоком пластичного или частично расплавленного базальтового материала, генерированного в аномальной мантии, где снятие давления может вызвать геотермальный градиент локально приближающийся к температуре солидус такой мантии. Штерн также считает, что теплопередача к поверхности реализуется через включения флюида. Такой случай вероятен в районах, где локализованное скалывающее сжатие создаёт условия для циркуляции флюида, но пассивно "плавающие" граувакковые блоки могут оставаться непроницаемыми. Это должно удовлетворить требованиям ограниченного, в основном, внутреннего источника воды, чтобы создать условия, необходимые для гранулитовых фаций метаморфизма и объяснить данные распределения изотопов кислорода.
Другая возможность представлена инъекцией множества даек, дающих тепло для генерации малого количества риолита, который стекается и собирается до тех пор, пока не начнёт подниматься. Магматический очаг может быть зоной истечения газов; летучие обогащают верхние части, которые выпускают первые порции в виде игнимбритов, с последующим спокойным истечением риолитовой магмы.
2.3 Физическая вулканология.
В предыдущем разделе, с целью показать, что эпитермальные месторождения представлены в широком диапазоне структурных позиций и различных типов пород, были обобщены некоторые теории происхождения магматических дифференциатов в деструктивных краях плит. Генерация дифференциатов, часто существующих типов пород, химически совместима, что подкрепляет вторую концепцию формирования эпитермальных месторождений, связанных с вулканизмом. Последующий раздел курса подчёркивает важность геотермальных систем в генезисе эпитермальных месторождений. Большинство геотермальных систем имеют пространственную связь с вулканическими структурами. При картировании потенциальных эпитермальных сред важно учитывать связи вулканогенных отложений с их конечными образованиями. Это может помочь в локализации большинства районов развития геотермальной активности в масштабе региона. Настоящий раздел не является исчерпывающим. Делается
попытка показать некоторые базовые положения и характеристики вулканических структур. Полнокровное обсуждение физического вулканизма и его продуктов можно найти в полевых описаниях, подготовленных Брусом Хоугтоном, и в полевых исследованиях фондов земных ресурсов. На рис. 2.4 показана эволюция обрушения кальдеры резургенции и связанных с этим отложений.
Факторы, влияющие на тип извержения.
1. Температура магмы.
2. Состав магмы.
3. Условия извержения.
Эти три фактора тесно взаимосвязаны.
1 Температура магмы.
Рис. 2.5 показывает влияние температуры на вязкость магмы, которая играет важную роль в природе магматических извержений. Магматическая вязкость, как видно из диаграммы, может изменяться при остывании до двух порядков. После кристаллизации первых твёрдых фаз вязкость возрастает по мере уменьшения температуры. Это имеет отношение к типу потока и расстоянию, на которое он удаляется.
2. Состав магмы.
Состав магмы; разнообразие составов силикатных расплавов и изменения содержания летучих предполагается обсудить в двух разделах.
А. Силикатные расплавы.
В магмах вязкость сухого силикатного расплава определяется в основном содержанием SiO2. В расплавах с низким содержанием SiO2 ассоциации кремнекислородных тетраэдров менее крупные. Это является результатом низкой степени полимеризации магмы при низкой вязкости. Когда содержания SiO2 высокие, то степень полимеризации в расплаве и вязкость значительно выше. Этот эффект показан на рис. 2.5, где более кремнистые риолитовые магмы имеют большую вязкость, чем базальтовые при аналогичных температурах.
Б. Содержание летучих.
Главные летучие компоненты в большинстве магм представлены H2O, CO2 и SO2 или H2S. С ростом содержания летучих потенциал эксплозивных извержений увеличивается. На глубине летучие растворены в родоначальной магме при высоких давлениях. По мере того, как магма приближается к поверхности, давление летучих может приближаться к пределу насыщения и в результате этого может вызвать огромное извержение магмы.
Растворимость как Н2О, так и СО2 находится в строгой зависимости от давления, но Н2О более растворимо в кислых расплавах, а СО2, H2S и SO2 в базальтовых расплавах. Зависимость растворимости Н2О от давления показана на рис. 2.6.
3. Типы извержений.
Извержения для удобства можно разделить на экструзивные и эксплозивные. Схема показана на рис. 2.3. Оба типа извержений могут проявляться на одном и том же вулкане. Экструзивные извержения характеризуются магмой, малонасыщенной летучими, в которой вязкость ограничена выделением последних, что приводит к выбросу жидких магм на поверхности. Эксплозивные извержения - это быстро дегазирующая магма сопровождается интенсивным разрушением как магмы, так и вмещающих пород.