Файл: Осипов М.А. Контракция гранитоидов и эндогенное минералообразование.pdf

поздние эксперименты подтвердили общий порядок этих цифр. Так, сог­ ласно Е .Б . Лебедеву и Н .И . Хитарову (1964), практически полное рас­ плавление гранита в условиях насыщения водой при 500, 1000 и 2500 атм наступает соответственно примерно при 930, 790, 730 . При крис­ таллизации 60% объема расплава при указанных давлениях соответ­ ствующими температурами будут 850, 730, 680 . Если бы содержание воды не достигало насыщения, что для природных условий является бо­ лее реальным, то указанные температуры были бы более высокими; это, в частности, видно из того, что при снижении содержания раство­ ренной воды равная электропроводность, а следовательно, соотношение твердой и жидкой фаз в расплаве достигается при более высокой тем­ пературе. Даллс (Dapples , 1939) на основе изучения метаморфизма уг­ ля под влиянием интрузии монцонитов определил, что начальная тем­ пература магмы, образовавшей мощные силлы этих пород, была 900 .

Приблизительное представление о температурах в период формиро­ вания гранитных плутонов можно составить на основе замеров тем­ пературы кристаллизации по двуполевошпатовому методу Т .Барта, го­ могенизации и декрепитации газовожидких включений и др. Эти темпе­ ратуры располагаются в интервале 640-900 (Прияткин, 1964; Пузанов, Кулакова, 1964; Соболев, Долгов и др ., 1964; Костылева, 1965; Д а - виденко, 1966; Базаров, 1968 и др .). Правда, надежность этих опре­ делений снижается из-за того, что ранние, интрателлурические вкрап­ ленники, на основе которых можно было бы судить о начальной тем­ пературе внедрявшейся магмы, существенно отличаются от тех крис­ таллов, которые слагают уже затвердевшую породу и которые обычно являются объектом изучения (см. ч. I , и). Можно полагать, что эти методы чаще фиксируют температуру магмы при ее массовой кристал­ лизации.

Резюмируя сказанное, мы считаем возможным для дальнейших рас­ четов принять температуру гранитной магмы при ее внедрении в вы­ сокие горизонты земной коры в среднем близкую к 900 , а в конце кристаллизации 650 . Теплом перегрева такая магма не обладает (см .

ч. I , и, л).

ж ) Магматическое давление. В ряде случаев необходимо иметь пред­ ставление о давлении магмы на вмещающие породы. Часто это давле­ ние принимается таким, которое определяется геобарическим градиен­ том на данной глубине (средний геобарический градиент - 1 атм на 3,7 м глубины; Дэли, 1920). Это так называемое литостатическое дав­ ление, но до полного охлаждения интрузива система не является рав­ новесной, Поэтому в этот период говорить о статическом давлении нельзя. При внедрении магмы, раздвигании и приподнимании вмещаю­ щих пород действующие силы будут больше литостатической нагрузки. После прекращения внедрения магмы в процессе остывания и сокраще­ ния объема интрузивов давление в некоторых участках внутри них мо­ жет быть меньше литостатического. Об этом речь пойдет дальше. В данном разделе мы акцентируем внимание лишь на начальных условиях существования интрудировавшей магмы, на давлении при внедрении.

8

Природа сип, обусловливающих внедрение расплава во вмещающие породы, точно не ясна. Известно, что механическое воздействие мо­ жет оказывать сам расплав. Это вытекает из фактов излияний на по­ верхность лав, выдавливания экструзивных куполов, из самого способа образования интрузивов (ч. 1,в). Можно полагать, что при некоторых обстоятельствах давление на вмещающие породы может осуществлять­ ся за счет газовой фазы, возникающей в магме (ч. 1, к). О вероятности появления газовой фазы в кислых магмах свидетельствуют га­ зовые пузырьки в обсидианах, выбросы типа палящих туч, вещество ко­ торых представляет собой псевдоожиженный слой - смесь твердых час­ тиц и выделяющегося газа и др.

Магматическое давление можно приблизительно оценить. Для этого необходимо иметь представление о физико-механических свойствах вме­ щающих интрузив пород и о характере дислокаций, происходящих при интрудировании магмы. Такая оценка давления, производившегося интрудировавшей кислой магмой, сделана, например, Р .М . Слободским (1985) для минералводсасих лакколитов. Магматическое давление для интрузивов диаметром в плане 2-4 км оказалось равным 1000-1500 кг/см^. Литостатическое давление составляло лишь примерно 45-64,4% от ука­ занного магматического давления. Причем, по мнению Р .М . Слободско­ го, полученное значение магматического давления существенно заниже­ но, так как не были учтены все возможные факторы сопротивления.

О давлении в магме в относительно ранние периоды становления интрузивов можно судить и по замерам в газово-жидких включениях в породообразующих минералах гранитов. Согласно известным данным

(ч. II , гл. 2 ,в) это давление соответствует вышеуказанному, подтвер- ' ждая общий порядок величин.

, з) Химический состав магмы. Будем рассматривать в основном гра­ нитный расплав, считая его состав соответствующим среднему соста­ ву гранитов по Дэли. Привлечение к рассмотрению расплавов иного состава в каждом случае оговаривается.

Особое значение имеет содержание в магме летучих и в первую очередь воды. Содержание воды в магмах неизвестно. За нижний пре­ дел, вероятно, можно принять минимальное содержание конституцион­ ной воды в кислых вулканических стеклах. Это содержание иногда опуокается до нуля. Верхний теоретически возможный предел начального содержания воды для глубин, доступных экстраполяции, определяется известными экспериментами по растворимости воды в гранитном рас­ плаве, указывающими порядок примерно 10 в е с .% (Горансон, 1959).

Реальное содержание воды в магме в большинстве случаев, вероят­ но, не достигает насыщения и имеет какое-то среднее, не известное нам значение, варьируя в указанных пределах.

Можно полагать, что в некоторых случаях кислые магмы содержат повышенное количество других летучих и легкоплавких компонентов, например фтора, лития и т.п. Свойства таких расплавов, вероятно, от­ клоняются от усредненных. Поскольку такие магмы сравнительно ред­ ки, то при построении общей модели формирования интрузивов они не рассматриваются.

9

к) Твердые фазы в магме. Как уже отмечалось, принимаемая в рассмот­ рение гранитная магма - палингенная, анатектическая - образуется в соответствующих магматических очагах. Степень нагрева расплава в разных частях очага различна. Она соответствует интенсивности тем­ пературного поля внутри Него, Можно полагать, что коль скоро расп­

лав образуется, то его граница с еще твердыми породами является по­ верхностью солидуса. На некотором расстоянии от нее, ближе к тепло­ вому центру очага в случае достижения полного расплавления должна располагаться концентричная ей поверхность ликвидуса. Каждая из по­

матической камеры будут больше за счет влияния давления. Разным может быть также состав плавящихся пород. Для нас существенно то, что между обеими поверхностями расплав будет содержать твердую и жидкую фазы, количество которых будет изменяться. Ширину зоны дис­ персного расплава определить нельзя, однако можно полагать, что она будет велика, ибо согласно многим экспериментальным исследованиям разница между t солид и t ликвид Для кислых расплавов в сопоста­ вимых условиях может достигать сотен градусов ( Jahns , Burnham,1958; Winkler, 1961 -1962; Хитаров, Пугин, 1962; Лебедев, Хитаров, 1964;

Анфилогов и др., 1972), Например, в системе альбит-вода при 800°С,

должна располагаться зона перегрева. Однако вследствие неизолирован­ ности системы (непрерывный отвод тепла и расходование его на расп­ лавление пород) и сравнительно большой разницы в температурах плав­ ления различных минералов уверенности в существовании зоны, поля перегрева в анатектических очагах нет.

Этот вывод подтверждается геологическими наблюдениями. Легко убедиться, что кислые вулканические стекла, фиксирующие закалкой фазовый состав внедряющейся магмы, часто содержат разное количест­ во кристаллической фазы. А . Ритман (1964) указывает, что "количест­ во нерасплавленных кристаллов", чаше всего оплавленных кристаллов кварца и полевых шпатов исходных пород, обычно колеблется в преде­ лах 30-50%, но иногда превышает 75% объема магмы, изливающейся на поверхность. Несмотря на такое большое содержание кристаллов, продукты закалки таких расплавов сохраняют внешность стекла.

Значительный объем твердых фаз в кислых вулканических стеклах составляют интрателлурические кристаллы. По данным В .В . Наседкина (1963), в стеклах С С С Р такие кристаллы слагают от 5 до 40% "обшей массы" пород. По нашим наблюдениям, количество их в кислых стек­ лах не ниже 1-3% объема. Размеры глубинных вкрапленников обычно составляют доли миллиметра. Наиболее крупные достигают в длину 1-2 мм. О том, что кислые вулканические стекла часто фиксируют за­ калкой именно глубинные вкрапленники, видимо, свидетельствует тот

10

факт, что среди них мы видим минералы, которые согласно кристал­ лизационному ряду Боуэна должны выпадать первыми. Это - оливин, ромбический и моноклинный пироксены, базальтическая роговая обман­ ка, плагиоклаз с верхним содержанием анортитовой молекулы до 43%, магнетит, гранат. Большинство вкрапленников резорбировано. Вкрап­ ленники плагиоклаза при размерах до 1,5-2 мм в длину иногда имеют до 15 зон роста. Эти особенности указывают на длительную историю их жизни, что находится в соответствии с изменением физико-хими­ ческих параметров состояния при подъеме магмы с глубин. Позже, при массовой кристаллизации расплава в условиях интрузивов эти ранние кристаллы, считающиеся "запрещенными" для гранитов (за исключе­ нием магнетита, интервал кристаллизации которого сильно растянут), исчезают. Этот процесс еще требует изучения. Можно только полагать, что те крупные вкрапленники (обычно полевого шпата), которые со­ держатся в порфирах и порфировидных гранитах, нельзя считать интра­ теллурическими, как это иногда делают.

Примерно та же картина в отношении содержания глубинных крис­ таллов характерна для основных магм (Ритман, 1964} и других. М .П . Воларович (1934) с учетом данных Бриджмена полагает, что да­ же в изостатическом слое Земли при давлениях порядка нескольких десятков тысяч атмосфер магма может содержать твердую фазу. Име­ ются данные, указывающие на то, что при кипении сложных силикат­ ных расплавов в них остается (Вольдан, 1963; Гультяй, Малышева, 1966) незначительное количество микроскопических кристаллов, это находится в соответствии с теорией строения жидкостей. Естественно, что в процессе интрудирования, постепенного остывания количество кристаллов в магме возрастает. Например, в вулканических стеклах наряду с глубинными вкрапленниками появляется обычно большое ко­ личество более поздних кристаллов (микролитов). Все сказанное поз­ воляет считать, что гипабиссальные кислые магмы теплом перегрева

не обладают и представляют собой дисперсный расплав. Это отражает­ ся на их механических свойствах (ч. 1 , л ), а также определяет их воз­ действие на вмещающую среду. Так, например, ксенолиты силикатных пород даже очень мелкие в рассматриваемых интрузивах не расплав­ ляются, сохраняют четкие границы и остроугольные очертания. Иногда наблюдается лишь образование наиболее легкоплавкого расплава в меж­ зерновых пространствах пород ксенолитов.

к) Г азо вал фаза в магме. Вопрос о возникновении, существовании газовой фазы в магме, сложный, до настоящего времени достаточно не изученный. На основании известных теоретических и эксперименталь­ ных данных, а также практики металлургии, стекловарения и т.д. мож­

процесс возникновения равновесных газовых пузырьков при снижении давления на магму, например, в результате возникновения расколов и подьема ее в верхние горизонты земной коры; 2 ) выделение пузырьков газа на зародышах кристаллов, как на затравках; 3) выделение газа на кристаллах в процессе их роста как результат невхождения раст­ воренных летучих в решетку минералов; 4) механизм кристаллизашюн-

11