Вулканические и магматические водопроводящие системы (VIPS) состоят из взаимосвязанных магматических каналов и камер, через которые магма течет и хранится в земной коре . [1] Вулканические водопроводящие системы можно найти во всех активных тектонических обстановках, таких как срединно-океанические хребты , зоны субдукции и мантийные плюмы , когда транспортируются магмы, образовавшиеся в континентальной литосфере , океанической литосфере и в сублитосферной мантии . Магма сначала генерируется путем частичного плавления , за которым следует сегрегация и извлечение из исходной породы для отделения расплава от твердого вещества. [1] По мере того, как магма распространяется вверх, развивается самоорганизованная сеть магматических каналов, транспортирующих расплав из нижней коры в верхние области. [1] Механизмы подъема по каналам включают образование даек [3] и пластичных трещин , которые транспортируют расплав в каналах . [4] Для транспортировки больших объемов диапиры переносят большой объем расплава и поднимаются через кору. [5] Когда магма перестает подниматься или когда прекращается подача магмы, происходит размещение магмы . [2] Различные механизмы размещения приводят к различным структурам, включая плутоны , силлы , лакколиты и лополиты . [4]
Частичное плавление является первым шагом для образования магмы, а магма является основой VIPS. После того, как магма образовалась, она будет перемещаться по коре и приводить к образованию магматических каналов и камер. В континентальной коре частичное плавление происходит, когда часть твердой породы плавится в кислую магму . [4] Породы в нижней коре и верхней мантии подвержены частичному плавлению. Скорость частичного плавления и полученный состав силикатного расплава зависят от температуры, давления, добавления потока (воды, летучих веществ ) и состава исходной породы. [4] В океанической коре декомпрессионное плавление материалов мантии образует базальтовую магму. Когда материалы мантии поднимаются, давление значительно уменьшается, что значительно снижает температуру плавления породы. [1]
После образования магмы она будет мигрировать из области ее источника в процессе сегрегации и извлечения магмы. Эти процессы определяют конечный состав магмы. В зависимости от эффективности сегрегации и извлечения будут существовать различные структуры вулканических и магматических водопроводящих систем. [6]
Сегрегация расплава — это процесс отделения расплава от исходной породы. После того, как расплав, богатый кремнеземом, образуется путем частичного плавления, сегрегация расплава достигается путем гравитационного уплотнения исходной породы. [6] Это вызывает выдавливание расплава через поры, и расплавы образуются на границах зерен . [6] Когда капли расплава продолжают накапливаться, а доля расплава продолжает увеличиваться, они имеют тенденцию собираться вместе в виде расплавных бассейнов. [7] Взаимосвязанность расплава определяет, может ли расплав быть извлечен и когда. [7] Когда процент расплава в исходной породе приближается к первому порогу перколяции в 7%, расплав начинает мигрировать. [8] В этот момент 80% границ зерен расплавлены, и порода становится очень слабой. [8] По мере того, как плавление продвигается, а расплав продолжает накапливаться, он достигает второго порога перколяции при проценте расплава от 26% до 30%. [9] Матрица исходной породы начнет разрушаться, и расплав начнет извлекаться. [4]
После отделения расплава от твердого вещества происходит извлечение расплава. Скорость извлечения магмы зависит от пространственного распределения и взаимосвязанности сети магматических каналов, образовавшихся из исходной породы. [1] Существует два конечных члена извлечения расплава: расплав может извлекаться импульсами, если развитие магматических каналов происходит быстро и сеть тесно взаимосвязана, или расплав может постоянно отводиться из источника, если магматические каналы развиваются непрерывно и устойчиво . [10]
Кроме того, извлечение магмы контролирует химический состав расплава, количество магмы, транспортируемой дайками , и, следовательно, объемный поток магмы в плутоны . [1] В конечном итоге это будет контролировать общую структуру VIPS, такую как образование даек и плутонов. [1]
Например, если магматические каналы плохо соединены, источник может не быть успешно осушен, и дайки могут замерзнуть, прежде чем распространятся достаточно далеко, чтобы питать плутоны. [4] Если исходная порода не смогла инициировать подъем дайки с достаточным количеством расплава, исходная порода может остаться неосушенной, способствуя диапировому подъему исходной породы. [4]
При достаточном накоплении расплава магма в источнике будет мигрировать из источника на более мелкий уровень земной коры через магматические каналы, чтобы питать и формировать различные магматические резервуары и структуры в VIPS. [ 4] Плавучесть магмы является основной движущей силой всех типов механизмов транспортировки. [4]
Диапир образуется , когда сгусток плавучей, горячей и пластичной магмы поднимается в более высокий слой литосферы. [11] Диапиризм считается основным механизмом транспортировки магмы в нижней и средней коре [2] и является одним из жизнеспособных механизмов транспортировки как для фельзитовых , так и для мафических магм. [11]
Процесс диапиризма начинается только тогда, когда в области источника накопится достаточный объем расплава. [1] Когда в области источника образуется сгусток расплава и он собирается подняться, искажение вызывает периодические неустойчивости Рэлея-Тейлора на границе расплава и окружающей вмещающей породы в результате разницы в плотности . [12] [5] Поскольку расплав менее плотный, чем окружающая порода, неустойчивости Рэлея-Тейлора будут расти и усиливаться, и в конечном итоге станут диапирами . [5]
Численные модели и лабораторные эксперименты показывают, что если всплывающий расплав менее вязкий, чем окружающая вмещающая порода , то образуется сферический диапир , соединенный со стеблем, который называется диапиром Стокса . [12] [5] Диапиризм Стокса является жизнеспособным механизмом, предпочтительно для подъема массивных магматических тел в слабой и пластичной коре. [4] Небольшие диапиры, вероятно, замерзнут в середине подъема из-за потери тепла и затвердевания . [13]
Недавние исследования показали, что гибридная модель дайка-диапир может быть более реалистичным механизмом формирования диапира. [14] Численное моделирование пары дайка-диапир показывает, что псевдодайковая зона может развиваться в верхней части диапира по мере его распространения, что необходимо для размягчения пород кровли и обеспечения подъема диапира. [14] Это также показывает, что эпизодическое введение магмы имеет решающее значение для поддержания температуры системы диапира и предотвращения ее замерзания. [14]
Диапиры также можно разделить на коровые и мантийные. Коровые диапиры выделяются из нижней коры из-за частичного плавления. [11] С другой стороны, мантийный диапир формируется в мантии и в конечном итоге поднимается через Мохоровичич или под плитой нижней коры, чтобы обеспечить тепло для частичного плавления. [11]
Дайки представляют собой вертикальные или субвертикальные трещины, заполненные магмой, которые прорезают слои и соединяют исходную породу с магматической камерой , силлами и в конечном итоге могут достигать поверхности. [15]
Транспортировка магмы в дайке обусловлена плавучестью магмы, а также давлением резервуара , если он связан с исходной породой. [4] Дайки транспортируют магму с более высокой скоростью, чем диапиры, поскольку дайки обычно находятся в протяженной сети узких каналов, которые имеют большую площадь поверхности . [4] Однако большая площадь поверхности подразумевает, что кристаллизация магмы происходит легче. Поэтому некоторые дайки могут подниматься на поверхность, но большинство из них заканчивается на глубине из-за затвердевания блокировки жесткого слоя. [16]
Существует два типа даек, включая региональные дайковые рои , которые происходят из глубинного источника магмы, и локальные дайковые рои, которые происходят из неглубокого магматического резервуара . [17] Региональные дайковые рои обычно вытянуты, тогда как локальные дайковые рои наклонены и имеют круглую форму, также известные как кольцевые дайки . [17]
Геометрия дайки связана с полем напряжений и распределением ранее существовавших разломов и трещин во вмещающей породе . [ 17] [15] Таким образом, протяженная тектоническая обстановка благоприятствует образованию даек . [15]
Вязкие изломы образуются в результате ползучести горных пород, при которой пластичная перекристаллизация создает крошечные пустоты, которые соединяют и в конечном итоге разрушают горную породу. [18] Вязкие изломы можно обнаружить в более глубокой коре, поскольку режим деформации трансформируется из хрупкого в пластичный. [18] Вязкие изломы связаны с магматическими каналами в более глубокой области коры. [18]
Зоны разломов и сдвигов действуют как слабые линии для потока магмы и ее транспортировки на верхние уровни. Региональная деформация может привести к трем основным типам разломов, включая нормальные разломы , обратные разломы и сдвиговые разломы . [19] В частности, транспрессионный разлом , который прорезает слои, связан с транспортировкой и подъемом магмы, создавая пространство для размещения. [19]
Когда магма перестает подниматься, замерзание магматических тел или прекращение подачи магмы приводит к образованию магматических резервуаров . [4] Размещение магмы может происходить на любой глубине над исходной породой. [4] Размещение магмы в первую очередь контролируется внутренними силами магмы, включая плавучесть и давление магмы . [2] Давление магмы изменяется с глубиной, поскольку вертикальное напряжение является функцией глубины. [20] Другим параметром размещения магмы является скорость подачи магмы. [2] Согласно полевым данным, формирование плутонов включает несколько стадий инъекции магмы вместо одного импульса. [21] Небольшие порции магмы будут накапливаться постепенно в течение нескольких миллионов лет, пока подача магмы не прекратится. [21]
По глубине залегания и геометрии магматические образования можно разделить на плутоны , силлы , лакколиты и лополиты .
Магматические тела, размещенные в нижней коре, можно классифицировать как плутоны . Они представляют собой пластовые тела с большей толщиной, чем их длина. [15] Это означает, что на уровне размещения магма в основном течет горизонтально. Толщина плутонов колеблется от одного километра до десятков километров. [15] И требуется около 0,1–6 млн лет, чтобы плутоны образовались в результате множественных магматических импульсов. [23]
Рост плутонов в различных средах может быть функцией характеристик вмещающих пород и глубины размещения. [4] Согласно полевым данным, когда плутоны формируются в пластичной среде, они будут смещать окружающие породы как в поперечном, так и в вертикальном направлении. [15] Однако в хрупких средах, поскольку нет никаких доказательств деформации в боковых границах, плутоны должны смещаться вертикально. [15] Таким образом, вероятность бокового смещения уменьшается с уменьшением пластичности вмещающих пород. [4]
Плутоны можно разделить на два типа в зависимости от геометрии дна плутона. Их называют клиновидными плутонами и таблетовидными плутонами. [24] Клиновидные плутоны обычно имеют неправильную форму. У них могут быть корни, которые сужаются вниз, которые в конечном итоге становятся цилиндрическими питающими структурами, которые заставляют дно падать внутрь под разными углами. [22] Таблетовидные плутоны имеют параллельные дно и крышу плутона и более крутые стороны по сравнению с клиновидными плутонами. [1] Некоторые плутоны могут демонстрировать черты двух типов. [1]
Силлы обычно определяются как пластовые интрузии, которые имеют пластинчатую форму и преимущественно соответствуют окружающим слоям горных пород. [15] Они обычно располагаются в пределах трех километров под поверхностью Земли. [15] Большинство силлов имеют субгоризонтальную форму, поскольку они обычно встречаются в осадочных слоях. [25] Однако в некоторых случаях силлы могут деформировать осадочные слои и демонстрировать другие геометрии, такие как наклонные или субвертикальные формы. [25] Длина силла может достигать десятков километров. [25]
В зависимости от формы и соответствия вмещающей породе, силлы можно разделить на пять различных типов на основе полевых данных. [26] [27] Это согласные пласты силлы, трансгрессивные силлы, ступенчатые трансгрессивные силлы, блюдцеобразные силлы, V-образные силлы и гибридные силлы. [26] [27] Согласные пласты силлы являются классическим представлением силла. Они развиваются непрерывно и согласно с вмещающей породой и часто встречаются в более глубокой части верхней коры. [27] Трансгрессивные силлы прорезают и распространяются на более высокие слои под косым углом к вмещающей породе, демонстрируя дискордантные свойства. [27] Они более прямые по форме. Ступенчатые трансгрессивные силлы похожи на трансгрессивные силлы, но в них чередуются согласные и дискордантные сегменты, создавая ступенчатые особенности. [27] Силлы в форме блюдца имеют более низкий центральный конкордантный силл и два более высоких внешних трансгрессивных силла, которые уплощаются на концах. [27] Они обычно имеют более толстый внутренний силл и утончаются наружу. [27] Силлы в форме V несколько похожи на силлы в форме блюдца, но имеют более короткую внутреннюю часть. Гибридные силлы демонстрируют смешанные черты вышеупомянутых силлов. [27]
Лакколиты образуются из-за наложения силлов . [28] Обычно они представляют собой куполообразные структуры со слегка приподнятыми крышами и плоскими полами, соответствующими слоям горных пород. [15] Они образуются на глубине, не превышающей трех километров. [15] Обычно требуется от 100 до 100 000 лет, чтобы достаточное количество магмы сформировалось в виде силлов, а группировка силлов образует лакколиты. [15]
Формирование лакколита регулируется трещиноватостью и разломами вмещающих пород, когда начинается внедрение. [28] Эти линии слабости обеспечивают пути для формирования начальных структур, похожих на силлы, которые имеют горизонтальную форму. [28] На этом этапе внедрение пласта является более благоприятным механизмом внедрения, поскольку края пласта охлаждаются быстрее, что создает зоны сдвига , которые допускают дальнейшее горизонтальное смещение. [29] Через некоторое время, когда скорость охлаждения уменьшается, и когда силлы продолжают накладываться друг на друга, внедрение пласта больше не является благоприятным механизмом, поскольку зоны слабости уменьшаются. [29] Сцепление между осадочными слоями также уменьшается из-за смещения и деформации породы. [28] Здесь инфляция является возможным механизмом для продолжения роста интрузии. Если в этот момент площадь поверхности магмы достаточно велика, чтобы создать силу магмы, которая может преодолеть литостатическую нагрузку вышележащего слоя, может иметь место вертикальная инфляция. [28] Вертикальное расширение магматических очагов создает лакколиты. [28]
Лополиты — это линзовидные согласные интрузивные массы, которые имеют выпуклую вниз форму. Обычно это связано с просадкой дна. Были предложены две модели формирования лополитов. Это консольная модель и поршневая модель. Консольная модель описывает формирование лополитов в результате наклона дна относительно точки на границе плутона. [4] Она деформирует лежащую под ней кору простым сдвигом и приводит к погружению частичного расплава. [4] В поршневой модели формирование лополита начинается, когда центральный блок дна опускается. [4] Дно продолжает утолщаться и создает таблитчатые лополиты. [30]