Магматизм і магматичні гірські породи

[ виправити ] текст може містити помилки, будь ласка перевіряйте перш ніж використовувати.

скачати

Магматизм і магматичні гірські породи

Магма - це речовина Землі в розплавленому рідкому стані. Вона утворюється в Земній корі і верхній мантії в інтервалах глибин 30-400 км.

По складу - це силікатний розплав + атоми розчинених металів і розчинені гази.

З магматичного вогнища магма рухається до поверхні Землі. При цьому її внутрішній тиск і температура знижуються, починається процес кристалізації і перехід з рідкого у твердий стан. Утворюються магматичні гірські породи. Це загальна схема магматичного процесу. У свою чергу в ньому виділяють два типи (або дві гілки).

I. Інтрузивний магматизм - процес впровадження магми в вищерозміщені товщі та її кристалізація в земній корі не досягаючи поверхні на різних глибинах. Для цього процесу характерно повільне зниження температури і тиску, кристалізація в замкнутому просторі. Магматичні породи складаються з повністю раскрісталлізованних зернистих агрегатів породоутворюючих мінералів. Такі магматичні породи називаються інтрузивними.

II. Ефузивний магматизм або вулканізм - процес проникнення магми в земну кору і вихід її в рідкому розплавленому стані на поверхню Землі. При цьому, відбувається різке зниження t і P в розплаві і від нього відділяються розчинені гази. І вже такий розплав називають лавою. При різкому зниженні t і Р відбувається швидке остигання лави та перехід її в твердий стан. При цьому кристалізуватися встигають деякі мінерали і утворюються породи неполнокрісталліческі е - ефузивні.

Хімічний склад магматичних порід прийнято записувати в оксидної формі. Якщо загальна кількість мінеральної речовини в гірській породі прийняти за 100%, то 99% в них представлені силікатами, склад яких визначають 12 оксидів - SiO2; TiO2; Al2O3; Fe3O4; Fe2O3; MnO, CaO, MgO, Na2O; K2O; H2O; P2O5 . Ці оксиди називають петрогенних, і їх кількість у складі магматичних гірських порід досягає 99,5%. Кількісне співвідношення між оксидами може змінюватися, а це в свою чергу відбивається на видовому складі породоутворюючих мінералів, а значить на різноманітності різновидів магматичних порід. У той же час було відзначено, що в кожній з різновидів магматичних порід кількісне співвідношення петрогенних оксидів є стабільним в певних інтервалах. Тому в основу їх класифікації покладено хімічний склад, а провідною ознакою в ній є вміст SiO2. Всі породи за вмістом кремнезему діляться на: ультраосновних, основні, середні і кислі. Зміст SiO2 зростає від ультраосновних порід до кислих (демонстрація табл.) І визначає не тільки різний мінералогічний склад та хімічні властивості, а й фізичні властивостей а - такі як щільність, температура кристалізації, в'язкість розплаву. Остання властивість визначає здатність розплаву до плинності, а отже з різною швидкістю переміщатися і віддалитися від домашнього вогнища, тобто рухливістю. Найбільш рухомими є магми ультраосновного складу, відповідно кислі - більш в'язкі і менш рухливі.

Поділ магми на складові за хімічним складом або диференціація магми відбувається різними шляхами.

I. Вважається можливим поділ магми різного складу - у льтраосновной, основний і кислої.

II. Кристаллизационная диференціація - обумовлена ​​розходженням у температурі кристалізації породоутворюючих мінералів. Це явище обгрунтовано англійським ученим Н. Боуеном, який згрупував породообразующие мінерали в дві серії. У першій (перервний) поміщені темнокольорові мінерали олівін, піроксени (ромбічний і моноклінний), рогова обманка і біотит, а в другій (безперервної) сери і - польові шпати: плагиоклази (від основних до кислих) і калієвий польовий шпат. У кожній серії послідовність кристалізації мінералів пов'язана з пониженням температури магматичного розплаву, яка убуває від олівіну до біотіта. Зі схеми реакційної серії Боуена (плакат) видно як послідовна спільна кристалізація впливає на поділ магматичних порід за хімічним і мінеральним складом, а також дозволяє судити про основні мінеральних асоціаціях породоутворюючих мінералів.

III. Диференціація розплаву по щільності називається сегрегація. Цей процес призводить до розшарування єдиного розплаву на частини відрізняються по щільності: у нижній частині як більш щільні (або важкі) формуються породи ультраосновного і основного складу. Часто вони супроводжуються ліквацією сульфідно-оксидної маси від силікатної. Так утворюються Лікваційне родовища Cu-Ni руд. Вище цієї частини формуються породи середнього складу, а у верхній частині - кислого. Яскравий приклад такого формування - Бушвельдскій інтрузивний масив в ПАР.

IV. При русі магми від магматичного вогнища до місця кристалізації часто відбувається захоплення і переплавлені магмою зустрічаються нею порід. Це явище називається асиміляцією, і воно також може стати причиною диференціації магми.

При зниженні температури і кристалізації магми від неї відокремлюються розчинені в розплаві мінералізовані гази (флюїди) і розчини, які визначають постмагматіческіх процеси, серед яких коротко розглянемо:

1. Пегматитові - відділення залишкового розплаву і газів-мінералізаторів. Їх кристалізація відбувається після охолодження і кристалізації основної частини магми на периферії інтрузивного тіла або навіть за його межами. У результаті утворюється своєрідна гірська порода, в якій породообразующие мінерали досягають великих розмірів, часто утворюють добре ограновані кристали і друзи кристалів.

2. Пневматолітово процес-вплив відокремилися від магми газів (пневма) на навколишні породи. У результаті цього впливу відбувається утворення нових мінералів, в тому числі рудних. Так утворюються родовища вольфраміту і каситериту в породах при впливі на них термальних газів гранітної інтрузії.

3. Гідротермальний процес - відділення мінералізованих газів і розчинів від остигаючого інтрузивного тіла і переміщення їх по тріщинах в навколишні породи. При цьому відбувається зниження тиску і температури гідротермальних розчинів і відкладення з них мінералів по тріщинах з утворенням жив. Гідротермальні жили можуть формуватися на різній відстані від інтрузивного тіла, як поблизу контакту, так і на декілька кілометрів від нього. Мінеральний склад жив дуже різноманітний і при достатній концентрації у них корисних компонентів вони розглядаються як родовища корисних копалин на золото, срібло, ртуть, олово і ін

Утворюються при охолодженні магми інтрузивні тіла поділяються за глибинами освіти і за формою (див. фото).

Батоліти - глибинні, найбільш великі тіла (розміри сягають сотень км).

Шток - відрізняється від батоліту меншими розмірами і часто утворюється як відгалуження від батоліту або на деякій відстані від нього.

Інтрузивні тіла менших розмірів поділяються за умовами залягання у вмісних породах на згодні і січні. Приголосні тіла формуються між пластами порід - це силли, лаколіти і лополіти.

Якщо магма застигає в тріщинах перетинають нашарування порід, то утворюються січні тіла - це жили і дайки. Для них характерна невелика потужність (кілька м) і значна довжина (до декількох км). Приклад - Материнська Дайка в Південній Африці.

Ефузивний магматизм теж можна розглядати як кілька послідовних процесів.

1. Вилив лави і супутніх продуктів та освіта вулканічних порід. Швидкість руху або рухливість лави залежить від її хімічного складу. Лави основного складу з t ~ 1200 про найбільш рухливі. Вони утворюють лавові потоки і покриви, віддаляючись від центрів виверження на кілька км. Лави кислого складу в'язкі і малорухомі.

Характер відділення газів від магми залежить від ступеня її насиченості ними. Як правило, відділення газів має вибуховий характер. При цьому захоплюються не застиглі частинки лави, які, застигаючи в повітрі, дають тверді продукти виверження - бомби, Лаппо і попіл. Тверді продукти виверження в залежності від розмірів можуть разом з газами нестися на різні відстані. Бомби - великі шматки застиглої лави переміщуються недалеко від кратера вулкана. А ось попели - найдрібніші частинки лави, розміром до 1 мм, можуть утворити Попільні хмари (на зразок пилових) й нестися газами на кілька км. Змішуючись з парами води, вони осідають разом зі зливами і іноді це призводить до катастрофічних наслідків.

2. Виділення газів передує і супроводжує виверження лав і може продовжуватися після припинення виверження. Часто вулканічна діяльність не супроводжується виливом лав, а представляє лише викиди газу і попелу. У залежності від складу вулканічні гази поділяються на:

  • фумароли - HCl, HF, SO4; CO, CO2; B і т. д.

  • сольфатари - SO2; H2S; CO, CO2; H2O, N, CH4

  • мофетти - переважає в складі вуглекислий газ.

Вулканічні гази, остигаючи, перетворюються на тверду речовину і можуть представляти родовища сірки, борної кислоти, карбонатів і ін

3. Поствулканіческіх процеси - це процеси, пов'язані з загасанням активного вулканізму. Продуктами виділення є пара і гаряча вода. Вилітаючи з надр, періодично і під великим напором вони утворюють гейзери. При відсутності напору пар а - утворюються термальні джерела.

Типи вулканізму, географію, причини вулканізму - самостійно (див. фото).

Характеристиці магматичних порід.

1. Мінеральний склад - мінерали поділяють на породообразующие (головні і другорядні) і акцесорні.

Породообразующие мінерали - становлять> 90% об'єму породи і представлені головним чином силікатами:

  • польові шпати, кварц, нефелін - світлопофарбованою,

  • піроксен, олівін, амфіболи, слюди - темнокольорові.

У різних за хімічним складом породах один і той же мінерал може бути головним чи другорядним.

Акцесорні мінерали складають, в середньому ~ 1% об'єму породи, і представляють: апатит, магнетит, циркон, рутил, хроміт, золото, платину і ін

Будова магматичних порід - включає поняття структура і текстура.

Структура гірських порід (від лат. Structura-взаєморозташування, співвідношення, зв'язок) - це узагальнений показник внутрішньої будови і взаємини зерен мінералів у гірській породі (плакат). Щоб визначити структуру потрібно знати розміри і форму зерен мінералів, взаємне їх розташування, ступінь кристалічності.

Текстура - спосіб заповнення простору і розглядається як зовнішній вигляд порід. Наприклад, при кристалізації основних порід може відбуватися відокремлення в просторі темноцветних і світлофарбованим мінералів. І тоді порода може виглядати плямистої або полосчатим, тобто це і буде текстура. Типи структур і текстур представлені у вітрині в коридорі - ознайомитися.

Класифікація магматичних порід

В основу класифікації покладено ознаки - хімічний склад і генезис. За хімічним складом і зокрема за змістом кремнезему SiO 2 всі породи поділяються на:

  • ультраосновних SiO2> 45%

  • основні SiO2 до 45-52%

  • середні SiO2 до 52-65%

  • кислі SiO2 до 65-75%

У свою чергу серед цих груп кожна підрозділяється по походженню на інтрузивні і ефузивні.

Тому в літературі в кожній з груп порід за хімічним складом можна зустріти подвійна назва порід - по інтрузивними представника цієї групи і його ефузивними аналогу. Наприклад, породи кислого складу - це група граніту-ліпариту, основного - група габро - базальту і т.д.

Інтрузивні породи можуть підрозділятися по глибині формування, а ефузивні - за часом на палеотіпние (палео - древні) і кайнотіпние (kainos-новий, тобто продукти сучасного вулканізму.

Від ультраосновних до кислих порід змінюється співвідношення в них між мінералами темнозабарвленими і світлим. Це відбивається на загальному кольорі порід-від темних і темно-зелених через сірі (діорит) до світлих і яскравозабарвлені гранітів.

Магматизм і геодинаміка головних вікових етапів історії Землі

Геодинаміка вивчає глибинні сили і процеси, що виникають у результаті еволюції Землі як планети і що зумовлюють рух мас речовини і енергії всередині Землі та у верхніх твердих її оболонках. У цьому сенсі взаємозв'язку магматизму і геодинаміки очевидні. Ясно також, що магматизм може служити індикатором тих геодинамічних обстановок, в яких він виникає.

У 90-х роках в лабораторії загальної петрології ІГЕМ РАН концепція зв'язку геодинаміки та магматизму розроблялася особливо інтенсивно. У рамках цих розробок в останні роки акумульовано дослідження за такими пріоритетними напрямками як «Проблеми докембрію», «Пізнання глибинної будови Землі», «Геологія навколишнього середовища».

Результати, отримані ІГЕМ РАН у 1991-1997 рр.., Відносяться до чотирьох історико-геологічним «зрізами»: архейської, протерозойський, мезозойської та кайнозойської ери кінця. У кожному з цих досліджень застосування даної концепції внесло певний внесок у розуміння найважливіших геологічних процесів і явищ відповідного відрізка земної історії.

Архейський зріз

Для вирішення проблеми походження архейської континентальної кори необхідно відповісти на два фундаментальних питання:

1) який и були тектонічна обстановка і механізми екстракції первинної кори з мантії і

2) через яких процесів ця примітивна кора була потім трансформована в відому нині континентальну кору.

Архейські зеленокам'яних пояса є найбільш ранніми і добре збереглися блоками архейської континентальної кори і, таким чином, являють собою найбільш перспективні об'єкти для вирішення зазначених завдань.

Розшифровка петрологічних процесів та історії формування архейської земної кори проведена на прикладі еволюції гнейс-зеленокам'яних областей (ГЗО). До теперішнього часу більшість дослідників розглядають ці області як єдиний тип мегаструктура з притаманним їм єдиним стилем тектонічного розвитку. Однак отримані нами дані свідчать про значущі відмінності в петрологічних процесах і послідовності формування ГЗО, що, ймовірно, вказує на різні тектонічні режими їх розвитку.

У Середньопридніпровському ГЗО (рис. 1) встановлена ​​комплементарність процесів формування антіклінорних граніто-гнейсових блоків і суміжних сінклінорних зеленокам'яних поясів, а також синхронність закладення останніх на всій території області. Близько 3,20 млрд. років тому відбувалося накопичення самій ранній складової гнейсових блоків - бімодальною базальт-дацитового товщі і базальт-коматіітових товщ низів розрізу зеленокам'яних поясів. 3,12-3,10 млрд. років тому в бімодальному товщі гнейсових блоків впроваджувалися невеликі інтрузії гранітоїдів, а в зеленокам'яних поясах відбувалося накопичення дацітріолітових товщ та впровадження комагматічних їм обрамляють гранітоїдних плутонію. Пізніше, 3,07-2,94 млрд. років тому, породи гнейсових блоків зазнали структурно-метаморфічну переробку і мігматізацію, а в суміжних зеленокам'яних поясах накопичувалися осадові товщі. Петрогенетичну реконструкції показують, що вихідні розплави для кислих порід гнейсових блоків і зеленокам'яних поясів утворювалися при частковому плавленні базітових субстрату, близького за ізотопно-геохімічним характеристиками до мантійне джерела базальт-коматіітових розплавів, на глибинах до 30 км і в інтервалі глибин 40-60 км.

Вікові співвідношення та петрогенетичну характеристики порід Середньопридніпровському ГЗО відповідають тектонічної моделі розвитку цієї мегаструктури на потужній (більше 30 км) базітових корі під впливом системи малоглубінних конвекційних чарунками, породжених підйомом мантійного плюму (механізм плюмтектонікі) (Самсонов та ін, 1995).

Інша картина розвитку відновлюється для Карельської ГЗО. Тут навхрест простягання регіональної структури зі сходу на захід встановлюється послідовне омолодження вулканітів зеленокам'яних поясів з 3,40 до 2,80 млрд. років. Накопичення супракрустальних товщ окремих зеленокам'яних поясів було порівняно швидким (менше 100 млн. років).

Джерелом базальт-коматіітових розплавів служила сильно деплетірованная мантія, в той час як кислі розплави генерувалися за рахунок змішаних мантійних і кислих корови джерел. Наявні дані припускають формування Карельської ГЗО в ході латеральної акреції різновікових зеленокам'яних поясів з їх гранітоїдними обрамленням, що має ряд аналогій з механізмом зростання сучасної континентальної кори в островодужних системах (механізм плейтектонікі).

Ми припускаємо, що при формуванні зеленокам'яних поясів Карельської граніт-зеленокам'яних області визначальну роль грали два процеси:

1) акреція океанічного плато, сформованого над великим мантійним плюмом, і

2) акреція океанічної острівної дуги в зоні субдукції, близької за типом до Маріанської.

Типовим представником фрагмента океанічного плато, обдуцірованного на блок ранньої континентальної кори, є Костомукшскій зеленокам'яних пояс (рис. 2). Встановлено, що він складається з двох тектонічно суміщених блоків: основного-ультраосновного і осадового. Sm-Nd ізотопний вік коматіітов і базальтів дорівнює 2843 ± 39 млн. років і близький до U-Pb віку цирконів з проривали пояс ріолітов 2795 ± 29 млн. років. Коматііти і базальти виявляють геохімічні особливості, близькі до таких в найбільш примітивних вулканіти сучасних океанічних плато (позитивні величини  Nd (T) = +3, збіднення сильно несумісними елементами Th, LREE, позитивні Nb - аномалії) та корінним чином відрізняються від океанічних і континентальних островодужних вулканітів. Розрахунки показали, що вивчені коматііти сформувалися з розплавів з температурою близько 1550 ° С, що відповідає температурі в області магмогенераціі близько 1770 ° С. Згідно з даними Маккензі і Бікл (1988), при плавленні мантії з такою високою температурою формується океанічна кора потужністю близько 50 км, яка через надмірну плавучості не може бути субдуцірована. Блок цієї кори, мабуть, при спробі субдукції був обдуцірован на давню континентальну конвергентну околицю і таким чином перетворився на новий фрагмент континентальної кори. Ми вважаємо, що Костомукшскій зеленокам'яних пояс був сформований в тектонічної обстановці, типової для архейських граніт-зеленокам'яних областей (Пухтель та ін, 1995).

Огляд даних по вивченим і іншим ГЗО показує, що можлива зміна плюмтектоніческого режиму розвитку раннеархейскіх областей (близько 3,5 млрд. років: блок Пілбара, Західна Австралія; Капваальскій кратон, Південна Африка) на плейтектоніческіе режими формування позднеархейскіх областей (3,0-2 , 7 млрд. років: блок Іілгарн, Західна Австралія; Канадський кратон) відбувалася поступово протягом середнього архею.

Протерозойський зріз

Бураковський інтрузив в південно-східній частині Балтійського щита є найбільшим ранньопротерозойські (~ 2,45 млрд. років) розшарованим інтрузівов основних і ультраосновних порід в Росії. Його площа сягає 630 км 2, потужність 4-6 км, обсяг вивергнутого розплаву - порядку 3200 км 3 (рис. 3).

У масиві виділяються розшарування і Крайова серії. У розрізі розшарованої серії встановлюється 5 зон (знизу вгору): ультраосновних (3-3,5 км потужністю); Піроксенітовая (100-200 м); Габбронорітовая (1100 м), підрозділяється на нижню - полосчата - з одиничними прошарками ультрабазитів, і Верхню підзони; Піжонітових габбронорітов (1200 м) і Феррогабброноріт-діоритів (760 м). Масив має автономну внутрішню структуру, що характеризується пологим заляганням утворень розшарованої серії і помірно-крутим, згодним з контактами - Крайовий групи.

Для інтрузивами характерна наявність різноманітного зруденіння. Він перспективний на ряд корисних копалин, включаючи Cr, Mg, Ni, Ti, V, PGE і, можливо, Au. Виділяються два типи сінгенетіческой PGE мінералізації. Перший пов'язаний з їх накопиченням при формуванні хромітітових горизонтів; особливістю Бураковського масиву є переважання в Головному хромітової горизонті тугоплавких платиноїдів (Os, Rh, Ir). Ставлення Os + Rh + Ir / Pt + Pd = 2, Pt / Pd = 0,2-0,4. Подібний тип зруденіння спостерігався тільки в деяких хромітових горизонтах Бушвельд і Стіллуотера. Другий тип - звичайна для розшарованих інтрузівов малосульфідная платиново-паладієвого мінералізація стіллуотерского типу - приурочений до Піроксенітовой зоні і полосчатим підзоні Габбронорітовой зони. Тут ставлення Pt / Pd = 0,2-0,9 при утриманні платиноїдів до 2-5 м. / т. Важливою особливістю цієї мінералізації є те, що платинові метали утворюють сполуки з різноманітними лігандами - це вісмутотеллуріди, з'єднання зі свинцем і оловом, селеном і сіркою. Характерні широкі варіації складів з великим набором домішок, особливо стійких по всьому вивченому розрізу підвищених концентрацій ртуті і селену.

Наявні дані про наявність ультрабазітових маркованих горизонтів серед габроїдів, зворотної зональності в плагіоклазу і двох компактних максимумів складів піроксенів, відмінності в характері платінометальной мінералізації, очевидно, свідчать про те, що формування інтрузивами відбувалося за рахунок кількаразового впровадження нових порцій розплаву в кристалізуються камеру. Про це ж свідчить також характер розподілу РЗЕ в породах ультраосновной і габброідной частин розрізів, що вказує на неможливість походження габроїдів за рахунок диференціації магми, яка сформувала ультраосновних зону (рис. 4). Таким чином, тут можна виділити принаймні два типи (групи) магми - ультрамафітовую і збагачену глиноземом мафітовую, характерних для ранньопротерозойські кремнеземистого високомагнезіальной (бонінітоподобной) серії. Судячи з ізотопним даними, у формуванні базітових розплавів істотну роль грали породи нижньої кори.

Цікаво, що двом типам магми, що утворилися в камері інтрузивами, відповідають два типи магматичних зон (серій): ультраосновних і основних. Перша (нижня) за характером зруденіння, пов'язаного з тугоплавкими платиноїдів Головного хромитового горизонту, вельми нагадує зруденіння класичного плутону Бушвельд. Друга (верхня) містить платиново-паладієвого зруденіння, пов'язане з бідної сульфідної вкраплені, близьке до типу масиву Стіллуотер. Таким чином, в одному Бураковським масиві поєднуються як би два типи рудоутворення, характерних для двох різних і досить віддалених інтрузівов (Ю. Африка і Півн. Америка).

Бураковський інтрузив є типовим магматичним освітою кратонів стадії (2,5-2,2 млрд. років тому). До цього часу земна кора повсюдно стабілізувалася, і типовий для раннього докембрію тип плюмтектонікі продовжився в умовах консолідованої літосфери. Це призвело до широкого поширення роїв ДАЕК і великих розшарованих інтрузівов на всіх докембрійських щитах (їх близько 30 лише на Балтійському щиті; в тому числі Мончегорский, Панських-Федорових тундр, Луккулайсваара, Бураковський та ін) і до зміни типу магматичної активності - від Коматі -базальтових серій архею до бонінітоподобним серіям палеопротерозоя.

У 150-200 км на північ від Бураковського інтрузивами розташований пояс ранньопротерозойські вулканітів - так званий Вітряний пояс. Це бесполевошпатовие високотітаністие еффузівов, близькі до покрутив, які мають ідентичний з Бураковським масивом вік (2,4 млрд. років) і дуже близькі показники за ізотопії (рис. 5), зокрема, за величиною негативного  Nd і розподілу рідкісних земель (Пухтель та ін, 1995).

Подібність геологічної позиції, віку та ізотопно-геохімічних показників еффузівов легковажного пояса і Бураковського масиву дозволяють впевнено говорити про походження їх родоначальних магми з мантії однакового складу і однаковою подальшої еволюції, включаючи контамінацію корови матеріалом. Таким чином, валовий склад і геохімія лавових порід легковажного пояса демонструють нам складу магми Бураковського масиву до її внутрішньокамерної диференціації та розщеплення на кальцієву основну гілку і гілку ультраосновних.

Мезозойський зріз

Ідея корелятивного зв'язку магматизму і геодинаміки та відповідний методичний підхід дали оригінальні і важливі результати при вивченні калієвої гілки ультраосновного магматизму Алданского щита в юре і ранньому крейди.

На рис. 6 приведена діаграма  Nd-87 Sr / 86 Sr для світових типів ультракаліевих магматити і для таких Центрально-Алданського регіону. На діаграмі нанесені поля складів ультракаліевих і калієвих порід з одного боку Італії, Африки, Західної Австралії, з іншого - палеозойських і мезозойських вулканітів і плутонітов Алдану і кайнозойських порід Заходу США.

Ці дві групи порід утворюють два різних петро-геохімічних тренда. Перший відрізняється пологим нахилом, що відображає головне збільшення стронцієвого відносини і в кінцевому рахунку істотне збагачення ім. Величина  Nd зростає від нейтральної нульової до -16. Максимальні величини стронцію та неодиму відповідають аномальної мантії (EMII), що була джерелом відповідних розплавів.

Другий тренд, що охоплює поля складів порід Заходу США (кайнозой), Ц. Алдану (мезозой) і палеозойського масиву Сакун, має крутіший нахил і величина eNd в ньому досягає незвично низького від'ємного значення -28. У той же час стронцієвих відносини не перевищують величину 0,704-0,709. Ці породи є дериватами мантійних джерела ЕMI. Склади з настільки низькими величинами  Nd не виявлені ніде серед корови магматичних порід континентів, тому модель корового збагачення і зміни геохімічного профілю даних порід недостатня для пояснення їхньої специфіки. Її треба пов'язувати виключно із збагаченням самої мантії ЕMI, що послужила джерелом лужних магматити, наприклад, внаслідок процесів мантійних метасоматоза.

Коли виникла аномальна мантія ЕMI і, отже, джерело мезозойських калієвих порід Центрального Алдану? Розрахунок модельного віку, який дозволяє оцінити час формування регіонального мантійних джерела, показав величину 2,4 млрд. років. Докембрійський вік джерела підтверджують також значні негативні величини  Nd, високі концентрації барію і його відношення до La і Rb.

Мабуть, це той часовий інтервал, коли могла відбуватися метасоматічеських переробка мантії в досліджуваному регіоні, що супроводжувалася збагаченням її LILE компонентами (K, Ba, Rb, Cs). Якраз для цього інтервалу докембрійської історії Алданского щита відзначалися епохи термотектогенеза, пов'язаних з впливом на земну кору глибинних теплових і флюїдних потоків. Можливо, термотектогенез в земній корі взаємопов'язаний з мантійним метасоматоза, відповідальним за формування джерел калієвих магми. Це різноглибинні явища зміни древньої літосфери в ранньому протерозої.

Але вік самого калієвого магматизму Ц. Алдану фіксований дуже точно в інтервалі 160-120 млн. років (J 1-K 1), в тому числі і ізохронний Rb-Sr методом (Кононова та ін, 1994).

Таким чином, за будь-яких допустимих похибках в датування магматичних подій безсумнівним і обов'язковим стає висновок про два етапи, відповідальних за специфіку калієвого магматизму в регіоні. Перший етап (докембрійський) - підготовка субстрату у вигляді особливого різновиду збагаченої мантії. Другий етап (мезозойський) - виникнення магматичного вогнища і освіта плутонітов і вулканітів специфічного складу. Інтервал між ними визначається в 1,5-2,0 млрд. років.

Які процеси можуть нести відповідальність за обидві події? Високі концентрації K, Ba, Rb, Cs в збагаченої мантії свідчать про корів походження метасоматічеських флюїдів. Механізм надходження їх у мантійні глибини, мабуть, пов'язаний з процесами субдукції (Кононова та ін, 1995).

Вище зазначалося деяку схожість зеленокам'яних поясів Карелії та їх розміщення в просторі з острівними дугами. М.З. Глухівський (1990) відзначає наявність таких же «чіпаючи» - острівних дуг, що обрамляють Ц. Алдан із заходу і півдня. Він допускає при цьому, що на кордоні їх з сіаліческімі ядрами могли виникати умови, подібні до тектогенезом в зонах субдукції або колізій. За даними глибинної сейсмотомографии встановлено, що Центральний Алдан з усіх сторін обмежується відкритими коро-мантійними розломами, які утворюють тектоносферную воронку. Ці «похилі палеозони» по В.А. Абрамову (1993) нагадують зони Беньофа, за якими і проходило, мабуть, затягування, субдукція корового матеріалу в мантійні глибини.

Дослідження показали, що за розподілом REE і некогерентних елементів калієві основні і ультраосновних породи різних регіонів тяжіють до різних вулканічним дуг. При цьому породи Ц. Алдану більш відповідають вулканітів окраїнно-континентальних дуг, а Італії та Індонезії - породам постколлізіонних дуг.

У мезозої зона субдукції розташовувалася в 500-600 км від ареалу калієвого магматизму в Центральному Алдані, в зоні зближення Амурського блоку з південно-західною частиною Сибірської платформи. У кінці ранньої крейди це зближення завершилося колізією. Мабуть, кілька імпульсів стиснення і локального розтягнення мали місце у зв'язку з цими геодинамічних процесів і в Ц. Алдані як форма відображеної активізації. Утворилися при цьому розломи відкривалися на різних глибинах, доставляючи до поверхні різні за складом лужні розплави.

Різниця джерел для магми кайнозою Заходу США і Ц. Алдану з одного боку і для Африки, Італії, Зап. Австралії з іншого свідчить про латеральної неоднорідності верхньої мантії, встановленої петрологічних дослідженнями.

Кайнозойський зріз

Дослідження зв'язку магматизму і геодинаміки на новітньому відрізку геологічної історії набувають ще один важливий аспект - розкривають зв'язок магматизму з природним середовищем і відкривають можливості екологічного прогнозу в цій галузі.

Територія розвитку кайнозойських платобазальтов Сирії розташована на північному сході червономорському рифтовой області і характеризується двома унікальними геологічними структурами: внутріплітной складчастої зоною Пальмірід і континентальним Левантскім (Мертвого моря) Трансформаційний розлому, простежуються від затоки Акаба Червоного моря до складчастих споруд Тавра. Розвинені тут базальти на півдні, з одного боку, входять до складу величезного Сирійсько-Йорданського лавового плато, а з іншого - приурочені до трансформаційний розлом. Вони є типовими внутріплітнимі утвореннями, характерними для мантійних плюмом (гарячих точок).

Магматична активність в регіоні почалася в ранньому міоцені, 25 млн. років тому, одночасно з розкриттям Червоного моря, і триває практично до сих пір - останні виверження тут спостерігалися близько 300 років тому. Проведене вивчення показало, що тут відбувається активне механічну взаємодію астеносферного діапіра із земною корою, причому остання аж ніяк не є пасивним учасником процесу. Так, наприклад, формування Пальмірід, обумовлене деформаціями земної кори Аравійської плити в процесі її руху на північ, призвело до припинення вулканізму на ділянці їх розвитку та його різкого посилення на північ і південь від нього. Очевидно, це пов'язано із зануренням коренів структури Пальмірід в покрівлю астеносфери і припиненням тут магмообразованія. У міру розвитку Пальмірід відбувалося поступове перетікання астеносферного речовини на північ і схід від Пальмірід, забезпечили міграцію магматичної активності на північ і на схід. На південь від Пальмірід такої перебудови рельєфу покрівлі астеносфери не відбувалося, і виверження тут з невеликими перервами тривали протягом 20 млн. років.

Появі Левантского розлому передувала розосереджена вулканічна діяльність у ранньому-середньому міоцені. Сам розлом утворився в пізньому міоцені, 5-6 млн. років тому. І тільки після цього стали формуватися лавові плато, вже контрольовані структурою розлому.

Звертає на себе увагу наявність новітнього вулканізму в межах грабенів вздовж осі Левантского розлому (Ель-Габ, Тіберіадское озеро, Мертве море). Це свідчить про наявність під ними локальних виступів покрівлі астеносферного діапіра, за рахунок розтікання яких і утворилися самі грабени, зобов'язані своїм походженням як мантійне діапірізму, так і зсувними процесам вздовж Левантского розлому.

Таким чином, проведене дослідження показало, що області внутріплітного вулканізму периферії новообразующимися океану можуть стійко існувати протягом не менше 25 млн. років. При цьому в їх межах відбувається активне механічну взаємодію покрівлі астеносферного діапіра із земною корою, що приводить до закономірної міграції як вулканічної, так і тектонічної активності. Провідну роль при цьому відіграє астеносферний діапіри, але деформації земної кори роблять істотний вплив на формування конкретних центрів магматичної активності.

Враховуючи тривалу (25 млн. років) історію розвитку вулканізму в цьому регіоні у зв'язку з його геодинамікою можна прогнозувати в майбутньому вулканічний спокій на північ від Пальмірід, в полях міоценового активності, оскільки занурюються на північ коріння складчастих споруд перекрили тут астеносферние вогнища. На півдні від Пальмірід в полі голоценового вулканічного плато є підстави очікувати продовження вулканічної активності, оскільки глибинна ситуація і характер взаємодії астеносфери і літосфери тут не змінюється. тобто екологічна загроза зберігається.

Приклад ще більш локального прогнозу екологічних наслідків сучасного вулканізму дає комплексне (геодинамічних, магматологіческое, ізотопно-геохімічне, геофізичне та геотермічні) вивчення вулкана Ельбрус в Північно-Кавказькому регіоні.

Вулкан Ельбрус, розташований в густонаселеній частині півдня Росії на Північному Кавказі, вважався вимерлим. Його вулканічна споруда має в плані ізометричні форму (діаметр основи до 18 км, а діаметр збереженого кратера східної вершини до 250 м) і покрита потужним льодовиковим панциром. Останнім часом з'явилися нові дані, що дозволили переглянути цю точку зору.

1. Під Ельбрусом виявлено негативна гравіметрична аномалія, яка, ймовірно, відображає наявність на глибині магматичного вогнища вулкана з температурою не нижче 700 ° С.

2. У Приельбруссі були зареєстровані землетрусу з частотою коливання 1-2 Гц і стійким присутністю на сейсмограмою інтенсивної поверхневої хвилі (Хитаров та ін, 1985), що різко відрізняються за цими параметрами від землетрусів в інших частинах Північного Кавказу (5-6 Гц). Ці дані свідчать, швидше за все, про наявність на глибині розущільненого речовини. Виявлена ​​в районі Ельбрусу специфічна картина мікросейсмічності зазвичай спостерігається в межах вулканічних полів діючих вулканів.

3. На існування під вулканом Ельбрус ще не остигнув магматичного вогнища вказують: аномально висока (4,8 * 10 -5 кал / см 2 сек) щільність теплового потоку, більш ніж на порядок перевищує фоновий показник для Північного Кавказу, наявність фумарольної діяльності і термальних мінеральних джерел .

Всі вищевказані аномалії, виявлені в межах Ельбруського вулканічного центру, практично збігаються з гравітаційними мінімумами - 80 МГЛ (Приельбруссі) і - 100-120 МГЛ (Ельбрус, з екстремально низькою щільністю 2,1 * 10 березня кг/м3) на тлі гравітаційного поля для Центрального Кавказу в -20-40 МГЛ, а також зі знакозмінними магнітними аномаліями, (від -7 до +12,7 * 10 лютого нТл), встановленими в районі Ельбрусу на тлі відносно спокійного магнітного поля (0-2 нТл) для Центрального Кавказу .

Проведений нами аналіз одиничних, часто суперечливих, радіологічних, палеомагнітних і геологічних (співвідношення з датованими моренами та періодами зледенінь) даних говорить про те, що породи вулкана Ельбрус сформувалися, мабуть, в інтервалі від пізнього пліоцену - раннього плейстоцену до голоцену при останніх виверженнях вулкана не древнє 3000 років. Останні радіовуглецеві датування вказують на дуже молодий вік попелів, туфів і лав Ельбруса порядку 900-2500 років (у пресі).

Прогнозною оцінкою можливої ​​активності вулкана Ельбрус і були обумовлені ті комплексні дослідження, які ми почали і збираємося проводити спільно з вулканології Камчатки і США. На першому етапі досліджень нами була складена геологічна карта Ельбрусу і проведений аналіз динамічних характеристик вулканізму Ельбруського центру. Розрахунки показали, що після першого повного циклу активності (нижній плейстоцен - верхи верхнього плейстоцену), з практичним припиненням вулканічної активності наприкінці циклу, встановлюється різке збільшення обсягів виверженого матеріалу в голоцені, що, можливо, може фіксувати початок наступного циклу активності, чого не спостерігається для вулкана Казбек.

Принципове значення для передбачення типу (спокійний або катастрофічний) передбачуваних вивержень мають дані про походження родоначальних магми вулкана Ельбрус. У співдружності з лабораторією ізотопної геохронології ІГЕМ РАН були розпочаті комплексні дослідження ізотопних систем порід Ельбруського центру. Всупереч існуючим уявленням про винятково коровою природі новітніх лав Ельбруського вулканічного центру нами вперше встановлена ​​істотна роль мантійної компоненти в їх первинних розплавах. На мантійну природу основною складовою джерела магми, що дали новітні лави Ельбруської області, вказують, зокрема, ізотопний склад неодиму ( Nd від +1,3 до -3,5), стронцію (87 Sr / 86 Sr = 0,70506-0 , 70590), негативна, близька до мантійної, кореляція між 87 Sr / 86 Sr і 143 Nd / 144 Nd для лав Ельбруського центру. Наш висновок підтверджується результатами вимірювань гелію в підземних флюїди Великого Кавказу, проведених Б.Г. Поляком і ін (1996). Встановлено максимальні значення домішок мантійних гелію в Приельбруссі (3 He / 4 He = 260 * 10 -8) і особливо в районі вулкана (3 He / 4 He від 360 * 10 -8 до 800 * 10 -8) при фонових значеннях для Північного Кавказу порядку 5-31 * 10 -8. Розподіл ж 3 He / 4 He не прямо корелюється з розподілом щільності теплового потоку, зумовленого розвантаженням тепломассопотока з мантії в кору. Виявлено, що спостережувана неоднорідність ізотопного та речовинного складу новітніх вулканітів в межах Ельбруської вулканічної області найчастіше пов'язана з процесами контамінації вихідних мантійних розплавів сіаліческім корови матеріалом. На користь контамінації первинно мантійних розплаву корови компонентом свідчать, зокрема, підвищені значення  18 Про (6,8-7,5%) в лавах Ельбруського комплексу

Посилання (links):
  • http://www.scgis.ru/russian/cp1251/dgggms/2-97/magma.htm # polyak # polyak
  • Додати в блог або на сайт

    Цей текст може містити помилки.

    Геологія, гідрологія та геодезія | Реферат
    96.2кб. | скачати


    Схожі роботи:
    Магматичні гірські породи їх класифікація
    Магматичні метафізичні гірські породи
    Гірські породи
    Глинисті гірські породи
    Осадові гірські породи
    Осадові гірські породи 2
    Гірські породи алгоритми їх визначення
    Метаморфізм і метаморфічні гірські породи
    Інтрузивний магматизм та його продукти
    © Усі права захищені
    написати до нас