3.2 Формы залегания эффузивных пород.

Излившаяся на поверхность магма образует различные эффузивные тела, среди которых выделяются: лавовый покров, лавовый поток, некк (жерловина), вулканический (экструзивный) купол (пик, игла) и диатрема (трубка взрыва), вулканический конус, стратовулкан, щитовидный вулкан.

По типу извержений выделяют трещинные, или линейные, и центральные извержения, что также находит отражение в форме тел.

Эффузивный магматизм трещинноготипа проявляется в излиянии на земную поверхность базальтовой лавы по крупным трещинам или расколам земной коры. Базальтовые породы трещинных излияний обеднены кремнеземом (около 50%) и обогащены двухвалентным железом (8—12%). Лавы жидкие, подвижные, прослеживаются на многие десятки километров от места своего излияния. Мощность отдельных потоков 5—15 м. По-видимому, накопление километровых толщ происходило постепенно, пласт за пластом многие годы. Такие лавовые образования с плоской поверхностью и характерной ступенчатой формой рельефа получили название платобазальтов, или траппов(швед.—лестница)

Эффузивный магматизм центральноготипа наиболее распространен в современных условиях. Он сопровождается образованием конусообразных вулканических гор (вулканов).

По выражению в рельефе формы залегания эффузивных пород могут быть как положительными (покровы, потоки, некки, вулканические купола, диатремы, вулканические конусы, стратовулканы, щитовидные вулканы), так и отрицательными (кратеры, маары, лавовые колодцы, кальдеры).[9]

Глава 4. Структуры магматических пород

4.1. Структуры интрузивных и эффузивных пород.

По степени кристалличности выделяют: 1) стекловатую, 2) полнокристаллическую (иначе – голокристаллическую) и 3) неполнокристаллическую структуры, которые соответственно относятся к породам, состоящим из: 1) вулканического стекла;2) кристаллических фаз; 3) сочетания стекла и кристаллов.

По крупности зерен различают крупнозернистую (размер зерен более 5 мм), среднезернистую (размер 1-5 мм), мелкозернистую (размер 0.1 – 1.0 мм) структуры. Породы, сложенные особенно крупными кристаллами, которые измеряются сантиметрами, называют грубозернистыми, гигантозернистыми и пегматоидными. Во всех этих случаях отдельные зерна различными невооруженным глазом, поэтому перечисленные структуры относят к явнокристаллическим (зернистым, фанеритовым). Им противопоставляется афанитовая структура, при которой зерна на глаз неразличимы. Под микроскопом афанитовые породы могут оказаться микрозернистыми, т.е. крипто, - или скрытокристаллическими (размер зерен менее 0,1 мм), стекловатыми или неполнокристаллическими.

По относительным размерам зерен выделяют равномерно – и неравномернозернистую структуры. Если в породе имеются более крупные кристаллы, которые резко выделяются по размерам на фоне окружающей минеральной массы, то их рассматривают как вкрапленники, или, фенокрсталлы,а цементирующий материал как основную массу, или базис. в тех случаях, когда вкрапленники выделяются на фоне афанитовой основной массы, говорят о порфировой структуре. Ели крупные кристаллы погружены в агрегат ясно различимых зерен меньшего размера, структуру называют порфировидной. Породы с афанитовой структурой, лишенные вкрапленников, называют афировыми.

Важным элементом структуры является степень совершенства минеральных зерен. Кристаллы, имеющие собственные кристаллографические очертания, называют идиоморфными. Им противопоставляются ксеноморфные, или аллотриоморфные зерна, которые не имеют правильных кристаллографических форм. Ксеноморфные зерна часто заполняют промежутки (интерстиции) между идиоморфными кристаллами. Степень идиоморфизма – понятие относительное. Например, плагиоклаз может быть идиоморфен по отношению к роговой обманке, а последняя, в свою очередь, идиоморфна относительно кварца. По степени идиоморфизма микроструктуры подразделяются на панидиоморфнозернистую (все минералы обладают высокой степенью идиоморфизма), гипидиоморфнозернистую ( одни кристаллы идиоморфны, а другие по отношению к ним ксеноморфны) а аллотриоморфнозернистую (все зерна ксеноморфны).

Затвердевание магм, излившихся на поверхность суши или дно моря, происходит очень быстро и по сути дела сводится к закалке расплава. Поэтому для эффузивных пород типичны афанитовые структуры базиса. Если к моменту окончательного затвердевания лав в них не было ранее образованных кристаллов, эффузивные породы приобретают афировую структуру. Если же кристаллизация начиналась до закалки, например, в магматических камерах, расположенных на той или иной глубине, то в эффузивной породе содержатся вкрапленники, и она имеет порфировую структуру.

Стекловатые эффузивные породы чаше всего возникают при затвердевании наиболее вязких магм. Если вязкость расплава невелика, то даже при быстрой закалке в основной массе зарождается множество мелких кристаллов. Так образуются микролиты – мелкие кристаллы плагиоклаза, пироксена и других минералов, которые обычно содержатся в базисе вулканических пород. Если доля микролитов не превышает 50% объема основной массы (остальное занято стеклом), то микроструктуру называют гиалопилитовой, если же доля микролитов больше, чем 50 об %, то говорят об интерсертальной микроструктуре базиса в вулканитах.

Кристаллизация магмы в больших интрузивных камерах протекает в течение длительного времени, достаточного для образования полнокристаллических, часто крупнозернистых структур. Сохранение высокой температуры и межзернового водного раствора после затвердевания создает благоприятные возможности для последующей перекристаллизации твердых фаз и укрупнения ранее образованных кристаллов. Изучая интрузивные породы, следует помнить, что форма и размер минеральных зерен в них отражают не только процесс выделения кристаллов из расплава, но и более позднюю собирательную перекристаллизацию минерального агрегата.

Следует подчеркнуть, что скорость охлаждения магматических тел определяется не столько глубиной их залегания, сколько размерами. Поэтому структура кристаллического агрегата прежде всего является функцией размера магматических тел и состава расплава, а не глубины, на которой происходит кристаллизация. Например, режим охлаждения маломощных даек и силлов, залегающих на глубине нескольких километров, мало чем отличается от остывания лавовых потоков на поверхности Земли, и структура пород, слагающих силы и дайки, во многих случаях почти не отличается от строения эффузивов. Учитывая это обстоятельство, интрузивные породы делят на два класса: плутоническиеи и жильные. Первые слагают интрузивные тела больших размеров и обладают полнокристаллическими зернистыми (фанеритовыми) структурами. Вторые залегают в виде небольших интрузивных тел (так называемых малых интрузивов), чаще всего даек. Будучи интрузивными по условиям залегания, жильные породы отличаются мелко-и тонкозернистым, иногда неполнокристаллическим, строением и по структурным особенностям близким к эффузивам. [4]