34. Флюїдний режим магматичної еволюції та його геохімічне значення.

Головними флюїдними компонентами є вода, хлор, фтор та бор.

Магматична еволюція починається в момент кристалізації розплаву, що утворився у магматичній камері. Після того, як почався процес кристалізації, утворюється двох фазова камера (тверда + рідка фази), де частка твердої фази збільшується у процесі еволюції.

О

Розчинність води у силікатному розплаві. 1 – базальт, 2- андезит, 3- альбіт, 4 - пегматит

цінку вмісту води (як головного флюїдного компоненту) в залишковому розплаві для значення f = 185 можна отримати підстановкою відповідних модельних оцінок його Tmodel , CLREE і валового складу в рівняння розчинності Mnz (Montel). Така оцінка, яка в значній мірі базується на Tmodel , дозволяє істотно розвинути модель магматичної системи, у тому числі одержати оцінку = 2,36, що відповідає виходу первинного розплаву на ліквідус ( f ) за Tmodel та простежити зростання у магматичній еволюції аж до досягнення насичення залишкового розплаву відносно H2O з наступним відокремленням рудоносного водного флюїду, тобто до переходу магматичної системи в магматогенно-гідротермальну стадію розвитку.

35. Розчинність води та інших флюїдних компонентів в силікатних розплавах.

Вміст води та інших летких компонентів у розплаві має велике петрологічне та петрогенетичне значення, оскільки вони можуть змінювати умови розкристалізації речовини (принципово змінювати положення ліквідусу). Дані про вміст води та інших флюїдів отримують у результаті дослідження викидів газоподібних продуктів (ексгаляцій) при вулканічних виверженнях та за даними експериментальних визначень розчинності води у силікатному розплаві. Склад флюїдних компонентів непостійний, загалом переважають водяна пара, СО, СО₂, S, H₂S, Н₂, HF, SO₂, HCl і т.д. Їх вміст залежить від температури розплаву. Так, наприклад, при високих температурах окрім перегрітої водяної пари вміщується велика кількість H₂, CO, NH₃, F, Cl, Mn, при більш низьких температурах – водяна пара, HCl, сірчисті кислоти, фториди Fe та Cu, ще в більш холодних умовах – водяна пара S, H₂S, а в самих низькотемпературних – водяна пара та СО₂.

З малюнку видно, що силікатний розплав, який знаходиться під тиском 8кбар може розчинитиу собі до 14 масс.% Н₂О. По мірі зниження зовнішніх тисків , тобто при наближенні розплаву до земної поверхні, вміст води поступово наближається до нуля.

Існування, так званого, сухого розплаву можливе за температури 1730°С. Таким чиноном при охолодженні розплав буде поглинати (розчиняти) флюїди. Існує також можливість того, що вода захоплюється магмою із вміщуючи порід. Таким чином запас води у гірських породах грає значну роль для магматичного процесу, втому числі для формування гарячих водних розчинів – гідротерм. Отже, магма здатна асимілювати великі маси води з вміщуючих порід, а разом із нею і велику кількість розчинених у воді компонентів.

lnk_H2O ^m/l

36. Засоби визначення водонасиченості силікатних розплавів.

Використовують три основних способи визначення водо насиченості силікатних розплавів:

1. Дані по вмісту води беруться з вулканічного скла, оскільки у ньому зберігається структура розплаву.

2. Міст води визначається через породоутворюючі мінерали, що у своєму складі мають групу ОН. Вміст ОН групи залежить від температури. Дану залежність можна представити на графіку:

Логарифм коефіцієнту розподілу води між мінералом і розплавом лінійно залежить від оберненої температури.

3. Визначається за допомогою акцесорних мінералів. Класичними прикладами є циркон, апатит, монацит.

С_Zr ^melt = f (T,X)

С_PEE ^melt = f (T,X, H₂O)

приведені коефіцієнти розподілу для циркону (така ж і для апатиту) та для монациту. Різниця що для монациту коефіцієнт розподілу окрім температури та катіонної композицію залежить також і від води. Таким чином з першого рівняння не важко обрахувати катіонну композицію, а з другого вміст води.