257

256

zostać zapoczątkowane w spągu strefy niskich prędkości, na głębokości rzędu 300 km.

Woda przemieszczająca się z płaszcza do skorupy ziemskiej stygnie adiabatycznie, lecz stygnięcie to wolniejsze jest niż spadek temperatury otoczenia związany z gradientem geotermicznym. Innymi słowy w rejonach degazacji ciepło przenoszone będzie do góry, co spowoduje wzrost temperatury otoczenia. Koncentracja ciepła połączona z obniżeniem się temperatury topnienia (wpływ lotnych składników) sprzyja częściowemu topnieniu i powstawaniu magm wzbogaconych w lotne składniki.

7.2. Powstawanie magm andezytowych

Mechanizm powstawania magm andezytowych jest równie tajemniczy jak magm bazaltowych. Występowanie wulkanizmu andezytowego na łukach wysp i w regionach zstępowania litosferycznych płyt w obręb płaszcza (strefy subdukcji) sugeruje, że topnienie mas skalnych może być również związane z ruchem w dół. Selektywne topnienie może mieć miejsce wtedy, gdy materiał o stosunkowo niskim punkcie topnienia zostanie przemieszczony z powierzchni Ziemi do znacznej głębokości, gdzie temperatura jest wyższa od punktu topnienia tego materiału. Zstępujące płyty oceaniczne złożone są przypuszczalnie z cienkiej pokrywy osadowej (ok. 1 km), skorupy bazaltowej lub serpentynitowej (5—10 km) i warstwy górnego płaszcza (50—100 km). Podczas ruchu zstępującego część materiału osadowego zostanie usunięta tak, że zstępująca płyta ma ostatecznie skład zbliżony do górnego płaszcza. Chemicznie różni się ona głównie większą zawartością wody. Z badań geofizycznych wynika, że zstępujące płyty osiągają głębokość rzędu kilkuset kilometrów i przecinają strefę niskich prędkości. Topnienie płyty zachodzi przypuszczalnie tam, gdzie jej górna powierzchnia kontaktuje z płaszczem. Za powyższym przemawia występowanie zbiorników magmowych na głębokości mniejszej, aniżeli lokalne głębokości zstępujących płyt. Pod wulkanami Kamczatki zbiorniki magmowe występują bowiem na głębokości 20—80 km (grupa wulkanów awaczyńskich) i między 35—110 km (Kluczewska Sopka), a pod wulkanem Katmai na Alasce na głębokości 10—70 km. Wulkanizm andezytowy może występować również w regionach (Góry Kaskadowe, Ameryka Północna), gdzie nie stwierdza się obecnie głębokoogniskowych trzęsień Ziemi. Brak takowych trzęsień wyklucza możliwość występowania zstępujących płyt. Wydostające się obecnie na powierzchnię lawy andezytowe wywodzą się prawdopodobnie z magm powstałych znacznie wcześniej (10 lub 20 milionów lat temu), w czasach, gdy płyta była jeszcze przemieszczana w dół (Carmichael i in., 1974). Wulkanizm andezytowy (andezyty orogeniczne) charakterystyczny dla wulkanów wyspy Kiusiu (Japonia) związany jest ze zstępującą oceaniczną płytą filipińską, która pod wulkanami tej wyspy osiągnęła głębokość ponad 100 km (Gili, 1981).

7.3. Powstawanie magm granitoidowych

Magmy granit.oidowe w przeciwieństwie do stopów bazaltowych powstają głównie z materiałów tworzących skorupę ziemską. Tylko część magm granitoidowych mogła powstać w wyniku dyferencjacji magmy bazaltowej wywodzącej się z płaszcza.

Brak granitoidów w oceanicznej skorupie wskazuje zdaniem Leake’a i in. (1980) na niemożliwość wiązania genezy magm granitoidowych z płaszczem. Skład chemiczny płaszcza nie pozwala na powstanie magmy granitoidowej na drodze selektywnego wytapiania. Każdy bowiem stop powstały z perydotytu musi być w równowadze z resztkowym oliwinem, a bogaty w krzemionkę stop granitowy nie może być z nim w równowadze. Znaczna część magm granitoidowych musiała zatem powstać na drodze częściowego wytapiania dolnej części skorupy kontynentalnej, której grubość wynosi 30—70 km, a gęstość zwiększa się ku dołowi (skorupa osiąga w spągu skład gabrowy lub amfibolitowy). Dla bezpośrednich badań dostępna jest tylko górna część skorupy. Najgłębsze i zarazem najstarsze partie skorupy odsłonięte są w tarczach kontynentalnych. Są to przeważnie skały metamorficzne (gnejsy, granulity) oraz duże masy in-truzyjnych granodiorytów, gabr i anortozytów. Wszystkie kontynentalne skały krustalne są bogatsze w krzemionkę niż skały skorupy oceanicznej.

Przypuszcza się, że stopy granitowe mogą się już tworzyć przy temperaturze 700—800°C i ciśnieniu poniżej 20 -10⁸ Pa. Powstają one wskutek selektywnego i częściowego wytapiania minerałów skał metamorficznych wykształconych w facjach amfibolitowej lub granulitowej. Woda w skałach metamorficznych podlegających dyferencjalnej anateksis zawarta jest w łyszczy-kach (muskowit, biotyt) i amfibolach (hornblenda). Jej ilość nie przekracza 1—2% wagowych skały. Podczas progresywnego metamorfizmu regionalnego najpierw rozkładowi ulega muskowit, a wydzielająca się woda unosi się ku powierzchni Ziemi. Natomiast biotyt i hornblenda mogą pozostawać w równowadze z tworzącym się stopem. W ten sposób ogólna ilość wody, która może zostać rozpuszczona w stopie winna być jeszcze mniejsza. Zdaniem Fyfe’a (1970) magmy granitowe tworzą się ze skał metamorficznych o niewielkiej zawartości wody. Za powyższym przemawia występowanie szklistych kopuł lawowych o niewielkiej zawartości fazy gazowej (H₂0) oraz brak przejawów działalności hydrotermalnej wokół licznych plutonów granitoidowych (np. Sierra Nevada). Stopy regionów migmatycznych są niedosycone wodą, a ciśnienie wody jest tam mniejsze od ciśnienia nadkładu.

Z badań termometrycznych wynika, że temperatura likwidusu kwaśnych law wynosi około 900°C. Tego rzędu może być również temperatura intrudowania magm granitoidowych. Wobec tego temperatura tworzenia się magm granitoidowych winna być jeszcze wyższa. Temperatura stopów granitoidowych nie odpowiada zatem granitowemu minimum i wynosi co najmniej 800°C (Fyfe, 1970). Stopy powstałe w warunkach minimum granitowego przy