учебники / Короновский Н.В. «‎Общая геология‎» 3-ие издание

Лополит — чашеобразный согласный интрузив, залегающий в синклинальных структурах и так же, как и силл, образующийся в условиях тектонического растяжения, когда магма легко заполняет ослабленные зоны, не деформируя сильно вмещающие слои. Размеры лополитов в диаметре могут достигать десятков километров, а мощность — многих сотен метров. Крупнейшие дифференцированные лополиты — Бушвельдский в Южной Африке площадью 144 тыс. км2 и Седбери в Канаде. Чашеобразная форма лополитов связана еще и с явлением проседания субстрата под весом внедрившейся магмы.

Лакколиты в классическом виде представляют грибообразные тела, что свидетельствует о сильном гидростатическом давлении магмы, превышающем литостатическое в момент ее внедрения. Магма приподнимает вышележащие слои, «накачиваясь» в межслоевое пространство. Обычно лакколиты относятся к малоглубинным интрузивам, т. к. «приподнять» мощную толщу пород даже большой порции магмы затруднительно. Идеальные грибовидные лакколиты встречаются не так уж и часто. Пожалуй, наиболее типичный пример — это лакколиты гор Генри в США. Многочисленные так называемые лакколиты в районе Минеральных Вод на Северном Кавказе или на южном берегу Крыма на самом деле представляют собой каплевидные массивы, напоминающие «редьку хвостом вниз». Только в верхней части таких «капель» — магматических диапиров — слои залегают согласно с кровлей интрузива, а далее вниз он их пересекает, т. е. становится несогласным по отношению к вмещающим породам.

Несогласные интрузивы пересекают, прорывают пласты вмещающих пород. К наиболее распространенным несогласным интрузивам относятся дайки, тела, длина которых во много раз превышает их мощность, а плоскости контактов практически параллельны (рис. 15.10, рис. 21 на цветной вклейке). Дайки обладают длиной от десятков метров до многих сотен километров, например Великая дайка Родезии раннепротерозойского возраста имеет длину до 670 км при ширине 1–30 км. Естественно предположить, что образование даек связано с внедрением магмы по трещинам в условиях тектонического растяжения. Внедрение даек было хорошо изучено в Исландии, где их количество очень велико в связи с тем, что Исландия представляет собой приподнятую над поверхностью океана часть Срединно-Атлантического хребта, осевая рифтовая зона которого является дивергентной зоной, где происходит наращивание океанского дна, его спрединг. Вертикальные дайки ориентированы перпендикулярно оси минимальных сжимающих напряжений. Иными словами, они ориентированы по простиранию рифтовой зоны. Многократное внедрение даек приводит к увеличению ширины зоны на суммарную мощность даек. Магма, внедряясь снизу в

Дайки могут быть одиночными либо сгруппированными в кольцевые или радиальные рои параллельных даек. Радиальные и кольцевые дайки часто приурочены к интрузивным телам и вулканам, когда сказывается распирающее давление магмы на вмещающие породы и последние растрескиваются с образованием кольцевых и радиальных трещин. Кольцевые дайки могут быть не только вертикальными, но и коническими, как бы сходящимися к магматическому резервуару на глубине. Комплексы параллельных даек развиты в современных сре- динно-океанских хребтах, в зонах спрединга, т. е. там, где активно происходит тектоническое растяжение земной коры. От даек следует отличать магматические жилы, имеющие неправильную, ветвистую форму и гораздо меньшие размеры.

Широким распространением пользуются штоки (нем. schtock — палка) — столбообразные интрузивы изометричной формы с крутыми контактами площадью менее 100 км2.

Существуют и другие, менее распространенные формы интрузивных тел. Факолит — линзовидные тела, располагающиеся в сводах антиклинальных складок, согласно с вмещающими породами. Гарполит — серпообразный интрузив, по существу разновидность факолита. Хонолит — интрузив неправильной формы, образовавшийся в наиболее ослабленной зоне вмещающих пород, как бы заполняющий «пустоты» в толще. Бисмалит — грибообразный интрузив, похожий на лакколит, но осложненный цилиндрическим горстообразным поднятием, как бы штампом в центральной части. Все эти интрузивы, как правило, малоглубинные и распространены в складчатых областях.

Крупные гранитные интрузивы значительной мощности и площадью во многие сотни и тысячи квадратных километров называются батолитами. Наблюдая за крутыми, несогласными с вмещающими породами контактами, раньше думали, что подобные гигантские интрузивы «уходят» далеко в глубину и не имеют «дна». Однако впоследствии было доказано, что батолиты обладают вертикальной мощностью в несколько километров и отнюдь не «бездонны». От батолитов, обладающих неправильной формой, часто отходят апофизы — более мелкие ветвящиеся интрузивы, использующие ослабленные зоны в раме батолита. Крупнейшие батолиты известны в Андах Южной Америки, где они непрерывно прослеживаются более чем на 1000 км, имея ширину около 100 км; в Северо-Американских Кордильерах длина батолита превышает 2 тыс. км. Батолиты — это абиссальные интрузивы, как и многие штоки, в то время как дайки являются приповерхностными, или малоглубинными, образованиями.

Действительно, куда же девались колоссальные по объему толщи пород, на месте которых возник гранитный батолит площадью в тысячи

квадратных километров? Если это небольшая дайка, жила, силл, проблема решается проще, т. к. наблюдается раздвигание пород в обстановке тектонического растяжения. Для крупных интрузивных массивов, особенно гранитного состава, идея о раздвиге вмещающих пород силой напора магмы не проходит, т. к. в этом случае должны были бы наблюдаться мощные, шириной во многие километры, зоны сильно дислоцированных пород, а этого не происходит. Когда речь идет о внедрении в более высокие горизонты земной коры магматического расплава, то в его продвижении вверх играют роль разные силы и процессы, но, по-видимому, одними из важнейших являются тектонические обстановки и структура вмещающих пород. Вполне естественно, что магма движется туда, где давление меньше, т. е. в зоны, тектонически ослабленные, возникающие при образовании разрывов, в сводовых частях антиклинальных складок, в смыкающем крыле флексур, в краевых зонах прогибов, синеклиз, впадин и т. д. Именно в таких структурах, находящихся в обстановке тектонического растяжения, и формируются интрузивы. Характерны в этом отношении, силлы мощностью в сотни метров, внедряющиеся в слоистые породы подобно ножу в книжные листы и раздвигающие пласты, практически не деформируя их. Образование таких многоэтажных пластовых интрузивов возможно только в случае общего растяжения слоистой толщи пород.

Важную роль играют и гидростатическое давление магмы, ее напор и расклинивающее воздействие, как, например, в случае с дайками. Под воздействием напора магмы приподнимаются и деформируются пласты горных пород. Сильное смятие пластов вмещающих толщ хорошо наблюдается в экзоконтактовых зонах интрузивных тел. Таким образом, активное, или «силовое», воздействие магмы на вмещающие породы, несомненно, имеет место.

Существенными являются процессы ассимиляции, когда агрессивная магма как бы усваивает часть пород из рамы интрузива, сама изменяясь при этом с образованием гибридных пород. Однако все эти явления для объяснения проблемы пространства огромных батолитов, сложенных «нормальными», преимущественно биотитовыми гранитами, имеют явно ограниченное значение. Главную роль в этом случае играют процессы магматического замещения, когда вмещающие породы преобразуются под воздействием потоков трансмагматических растворов. При воздействии последних осуществляются вынос химических компонентов, избыточных по отношению к эвтектике, и усвоение компонентов, стоящих близко к эвтектическому составу гранитной магмы. При таком процессе вмещающие породы перерабатываются на месте, что решает проблему пространства батолитов. Граниты, залегающие

определением состава газовой фазы в магме, находящейся глубоко под поверхностью Земли. По данным прямых измерений, в различных действующих вулканах среди летучих содержатся водяной пар, диоксид углерода (СО2), оксид углерода (СО), азот (N2), диоксид серы (SО2), триоксид серы (SО3), газообразная сера (S), водород (Н2), аммиак (NН3), хлористый водород (HCL), фтористый водород (HF), сероводород (Н2 S), метан (СН4), борная кислота (Н3ВО3), хлор (Сl), аргон и др., но преобладают Н2О и СО2. Присутствуют хлориды щелочных металлов, а также железа и меди. Состав газов и их концентрация очень сильно меняются в пределах одного вулкана от места к месту и во времени. Зависят они и от температуры и в самом общем виде от степени дегазации мантии и от типа земной коры. По данным японских ученых, зависимость состава вулканических газов от температуры выглядит следующим образом (табл. 11).

Данные таблицы показывают, что наиболее высокотемпературные газы являются, скорее всего, ювенильными, т. е. первичными магматическими эманациями, тогда как при более низких температурах они явно смешиваются с атмосферным воздухом и водой, которая проникает в вулканические каналы по многочисленным трещинам. Такая атмосферная вода называется вадозной. Ниже +100 °С пары воды превращаются в жидкость, которая реагирует с малорастворимыми соединениями типа HСl, образуя агрессивные кислоты. В газах Ключевского вулкана на Камчатке при 300–800 °С преобладали H2, HF, CO, CO2, SO2; при 150–200 °С — H2, HCl, CO, CO2, SO2; при 50–100 °С — CO2, SO2; при 50–81 °С — CO2. Газы континентальных вулканов отличаются от газов вулканов, расположенных на островах в океанах.

Состав газов очень изменчив не только в разных типах вулканов, но и в пределах одного вулкана, что хорошо показал известный французский вулканолог Г. Тазиев на примере газовых эманаций вулкана Стромболи в Липарских островах у северного побережья Сицилии. Содержание и состав газов непрерывно изменялись при опробовании через

каждые две минуты. Как уже говорилось, вулканические газы — это главный движитель извержений. Характер выделения газов зависит от состава и вязкости магмы, а скорость отделения газов от расплава определяет тип извержений.

Жидкие вулканические продукты. Магма, поднимаясь вверх по каналу и достигнув поверхности Земли, изливается в виде лавы, отличающейся от магмы тем, что она уже потеряла значительное количество газов. Термин «лава» вошел в геологическую литературу после того, как он стал использоваться для излившейся магмы Везувия.

Главные свойства лавы — химический состав, температура, содержание летучих, вязкость — определяют характер эффузивных извержений, форму, структуру поверхности и протяженность лавовых потоков. Если вязкость у лав низкая, то они могут растекаться, покрывая большие пространства и далеко уходя от центра излияния. Высокая вязкость, наоборот, вынуждает лавы нагромождаться недалеко от места извержения, а кроме того, они текут гораздо медленнее, чем маловязкие лавы.

Химический состав лав изменяется от кислых, содержащих больше 63 % SiO2, и до ультраосновных, содержащих SiO2 меньше 45 %. Все остальные лавы имеют промежуточное содержание оксида кремния (рис. 15.12).

Кислые лавы (SiO2 > 65 %) представлены риолитом, состоящим из кварца, кислых плагиоклазов, биотита, амфибола и ромбического пироксена. Основная масса представлена вулканическим стеклом. Характерна флюидальная текстура. К кислым лавам относятся и дациты с несколько меньшим содержанием SiO2.

К средним лавам (SiO2 — 65–53 %) относятся широко распространенные андезиты (от гор в Южной Америке Анд), содержащие кварц, плагиоклазы, биотит, реже роговую обманку.

Наиболее распространены основные лавы — базальты ( SiO2 = 53– 45 %), породы темного цвета, часто черные, с вкрапленниками основного плагиоклаза, оливина и пироксена (ромбического и моноклинного). Быстрое остывание лавы приводит к появлению зональных минералов вкрапленников.

Ультраосновные лавы (SiO2 < 45 %) — коматииты (от р. Комати в Южной Африке) — сейчас не встречаются, но были широко распространены в докембрии. Вкрапленники представлены оливином и редко клинопироксеном.

Температура лав может быть измерена непосредственно при извержении специальными приборами, пирометрами, а также путем экспериментов в лабораторных условиях. Температура извергающихся лав, в целом более высокая у базальтов, постепенно снижается к риолитам:

Рис. 15.12. Классификация наиболее распространенных вулканических пород

базальты — 1000–1200 °С, андезиты — 950–1200 °С, дациты — 800– 1100 °С, риолиты — 700–900 °С.

Конечно, эти значения могут изменяться в некоторых пределах. Непосредственные измерения показывают, что базальты вулкана Килауэа, Гавайские острова, во время извержений 1952–1973 гг. имели температуру от 1050 до 1190 °С (по Мак Дональду, 1972); базальтовые лавы вулкана Этна (1970–75 гг.) — от 1050 до 1125 °С; андезиты вулкана Парикутин (1944) в Мексике — 943–1957 °С; дациты вулкана Св. Елены в Каскадных горах США (1980) — 850 °С (по Дж. Фридману, 1981). Базальтовые лавы, остывая, сохраняют способность к течению при температурах 700 и даже 600 °С, т. к. их вязкость снижается постепенно. В то же время кислые лавы, температура которых при появлении из подводящего канала около 700–900 °С, с уменьшением температуры очень сильно, во много раз, увеличивают вязкость и теряют способность к движению.

Характер цвета лавы отражает ее температуру, на чем, собственно, и основано действие пирометра, в котором накал нити, регулируемый

380 Часть III. Процессы внутренней динамики

электрической батареей, должен достичь цвета лавы, после чего температура вычисляется по специально градуированной шкале: начало красного свечения — ~540 °С, темно-красное свечение — ~650 °С, светлокрасное свечение — ~870 °С, желтоватое свечение — ~1100 °С, начало белого свечения — ~1200 °С, белое свечение — ~1480 °С.

Изменение температуры с помощью этих признаков можно хорошо наблюдать, например, по кинофильмам, иллюстрирующим извержения базальтовых вулканов на Гавайских островах. Цвет лавы очень быстро изменяется от ярко-желтого до темно-красного, а на поверхности потока остывшая черная корочка толщиной 20 см вполне выдерживает вес человека. Но под верхней, остывшей коркой, имеющей очень низкую теплопроводность, лава еще длительное время остается горячей. Некоторые лавовые потоки даже через 30–50 лет сохраняют высокую температуру, явно выше 100 °С.

Плотность лав зависит от состава и флюидной динамики потока, но в целом она выше у базальтов — 2,6–2,8 г/см3, меньше у андезитов — 2,5 г/см3 и еще меньше у риолитов — 2,1–2,2 г/см3, при этом плотность уменьшается с увеличением температуры. Например, для базальтов с температурой 900 °С — ρ = 2,8 г/см3, а при 1300 °С — ρ = 2,6–2,7 г/см3.

Вязкость лав — важная характеристика, определяющая подвижность лавовых потоков, их мощность и морфологию. Вязкость лав контролируется давлением, температурой, химическим составом, содержанием летучих, в частности растворенной воды, количеством газовых пузырьков и содержанием кристаллов-вкрапленников. Все эти факторы действуют одновременно, и поэтому вклад каждого из них оценивается с трудом. Чем ниже температура, тем выше вязкость. Увеличение содержания летучих приводит к ощутимому снижению вязкости лав. Чем более кислая лава, тем ее вязкость выше. Количество вкрапленников в лаве влияет на ее вязкость при постепенном увеличении их количества сначала незначительно, но затем, после порога ~60 %, возрастает почти мгновенно.

Содержание газовых пузырьков в целом пропорционально уменьшению вязкости лавы, однако в кислых лавах, обычно высоковязких, влияние пузырьков может быть противоположным, т. к. они не могут свободно перемещаться в расплаве и так с высокой вязкостью. Движение лавовых потоков, как правило, ламинарное и реже турбулентное, что создает хорошо различимую флюидальную текстуру в породах.

Строение лавовых потоков как в плане, так и в разрезе сильно зависит от их химического состава и других факторов, рассмотренных выше.