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

Рис. 15.47. Гидрогеологическая и гидрохимическая модель гидротермальной системы кальдеры Узон (по Карпову). 1 — зона растворов сульфатно-хлоридно-натриевого состава; 2 — зона сульфатных вод; 3 — зона растворов сульфатно-хлоридно-бикарбо- натного состава; 4 — зона хлоридно-сульфатных растворов; 5 — пресные инфильтрационные воды; 6 — зона ртутно-сурьмяно-мышьякового оруденения; 7 — граница зоны разных гидрохимических типов вод; 8 — уровень грунтовых вод; 9 — разломы; 10 — пути миграции глубинных флюидов; 11 — пути инфильтрации вадозовых вод; 12 — источники: а — газирующие «холодные» углекислые; б — термальные

например в Исландии, на Камчатке, в Индонезии, Кордильерах Северной Америки, Японии и других местах. Высота фонтана у гейзеров, так же как и температура воды на выходе, сильно различается, но последняя обычно колеблется в пределах от +75 до +100 °С. Характерной чертой гейзеров является их короткая жизнь, часто они «умирают» за счет обвалов стенок канала, понижения уровня грунтовых вод и т. д. Наиболее грандиозным гейзером был Уаймангу (что значит «Крылатая вода») в Новой Зеландии, существовавший всего пять лет

Самое больше количество действующих вулканов, примерно 75 %, располагается по периферии Тихого океана в пределах так называемого «огненного» кольца, где они приурочены к активным континентальным окраинам, конвергентным границам литосферных плит, где океаническая кора погружается, субдуцирует под континентальную. В результате взаимодействия холодной и тяжелой пластины океанической коры и более легкой континентальной под воздействием флюидов и температуры образуются первичные магматические очаги, дающие начало целой серии вторичных очагов. Вулканизм проявляется либо в островных дугах: Алеутской, Филиппинской, Индонезийской и др., либо в пределах окраинно-континентальных вулканических поясов: Андийского, Центрально-Американского, Северо-Американского. Все эти структуры отделены от океана глубоководными желобами — зонами погружения океанических плит под континентальные. От желобов в сторону континентов прослеживаются наклонные зоны гипоцентров — очагов землетрясений, уходящих на глубину до 600 и даже 700 км. Гипоцентры приурочены к верхней части жесткой и холодной океанической литосферы. Сейсмофокальные зоны впервые были открыты в 30-х гг. XX в. под Японией К. Вадати, в 1946 г. эти идеи развил А. Н. Заварицкий, а в 50-х годах геофизик из США Х. Беньоф. Действующие вулканы обычно располагаются над глубинами гипоцентров 100–200 км в сейсмофокальной зоне. Именно этот отрезок в астеносфере над субдуцируемой океанической плитой оказывается магмогенерирующим. Отсюда первые капли образовавшейся магмы поднимаются вверх, сливаясь и образуя первичные магматические очаги, а выше еще ряд этажей приповерхностных очагов, из которых и происходят извержения вулканов. В Тихоокеанском кольце действующих вулканов шире всего распространены средние и кислые породы: андезиты, дациты и риолиты.

Второй тип областей, в которых находятся действующие вулканы, — это океанические бассейны всех активных вулканов, в которых следует различать вулканы, приуроченные к современным рифтовым зонам, и внутриплитные вулканы, часть из которых с «горячими точками».

Несмотря на то что в срединно-океанических хребтах очень много свежих лавовых куполов и потоков базальтов, активных современных вулканов довольно мало. Прежде всего это вулканы Исландии — острова, возникшего на оси Срединно-Атлантического хребта, южнее — вулканы Азорских островов, Тристан-да-Кунья; в Индийском океане — вулканические острова Реюньон, Кергелен, Коморские. Все эти вулканы приурочены к дивергентным границам океанических литосферных плит, характеризующихся обстановкой тектонического растяжения и излиянием толеитовых базальтов.

Внутриплитных океанических активных вулканов тоже не очень много. Наиболее известные — Гавайские вулканы, расположенные в центре Тихого океана. Они находятся на юго-восточном окончании Гавайского подводного вулканического хребта и, по-видимому, приурочены к длительно функционирующей «горячей точке», или «плюму». В Атлантическом океане, несколько в стороне от срединного хребта, располагаются молодые вулканические острова: Зеленого Мыса, Канарские, Мадейра, Св. Елены, Фернанду-ди-Норонья, Мартин-Вас.

Молодых гор вулканического происхождения в океанах очень много, и, по разным оценкам, их число превышает несколько десятков тысяч. Согласно данным Г. Макдоналда (1975), 75 % действующих вулканов находятся в Тихоокеанском кольце, около 13 % — в Атлантическом океане, 1 % — в Индийском океане, остальные вулканы расположены на континентах.

В Африке активный вулканизм развит в Восточно-Африканской рифтовой зоне, где в Кении и Танзании находятся известные вулканы Ол-Доньо-Ленгаи, Меру, Телени, Кения, Элгон, Килиманджаро, Вирунга, Нирагонго, Ньямлагира и др. Активные вулканы есть и в Камерунском рифте в Западной Африке.

Действующие вулканы есть и в молодом Альпийско-Средиземно- морском складчатом поясе, в районе, окружающем Тирренское море, сформировавшемся в плиоцене за счет рассеянного спрединга. Это знаменитые вулканы Липарских островов: Стромболи, Липари, Вулькано, Этна в Сицилии и, конечно, Везувий около Неаполя. В складчатом поясе очень много вулканов, которые извергались совсем недавно, несколько тысяч или сотен лет назад: Эльбрус, Казбек; Арарат, Немруд, Хасандаг в Турции; Демавенд в Иране и др.

В пределах России находится 51 действующий вулкан, и все они расположены на активной континентальной окраине в пределах Камчатки и Курильской островной дуги. В наши дни извергаются Ключевской и Карымский вулканы, а в 1975 г. камчатские вулканологи очень точно предсказали начало базальтовых извержений в районе вулкана Плоский Толбачик, где возникло четыре новых шлаковых конуса, а объем вулканических продуктов превысил 2 км3.

Таким образом, современное расположение действующих вулканов контролируется конвергентными и дивергентными границами литосферных плит, а также «горячими точками», или «плюмами».

Где и почему возникают те магмы, которые, достигая поверхности Земли, извергаются на нее из разнообразных вулканических аппаратов? Расплавленного сплошного слоя в земной коре или верхней мантии не существует. Для начала плавления твердой горной породы в глубинах Земли необходимы повышение температуры, понижение всестороннего

давления и влияние флюидов. Эти факторы могут действовать как все вместе, так и по отдельности. Плавление начинается обычно в местах сочленения минеральных зерен в узлах концентрации напряжений. Это место называется первичным магматическим очагом. Образовавшиеся капли расплава стремятся в сторону уменьшения градиента давления и, перемещаясь вверх, сливаются между собой, формируя уже вторичные, или промежуточные, очаги. Если магма движется медленно, она успевает ассимилировать вмещающие породы или подвергнуться гравитационной дифференциации, при которой в низах очага образуется более основной расплав, чем в верхах. О наличии многоярусных очагов свидетельствуют геофизические исследования, например, Камчатских вулканов, под которыми выявляются несколько «этажей» магматических очагов (рис. 15.50).

Рис. 15.50. Магматические очаги Камчатки, по сейсмическим данным

(по В. А. Ермакову, С. Т. Балесте, М. И. Зубину и др.). I — вулкан Ключевской,

II— вулкан Безымянный, III — вулканы Южной Камчатки. Слои земной коры: 1 — осадочный, 2 — гранитометаморфический, 3 — гранулитобазитовый.

М— поверхность Мохо. Черным цветом показана магма

Очень часто наиболее высоко расположенный магматический очаг находится почти в основании вулканической постройки (рис. 15.51). Подобные близповерхностные очаги известны под Эльбрусом, Этной в Сицилии, вулканом Святой Елены в Каскадных горах США, под Гавайскими вулканами и др.

Рис. 15.51. Структурная модель вулкана Этна (Сицилия), по сейсмическим данным. Близповерхностный магматический очаг располагается непосредственно

под вулканом на контакте с субстратом

Очевидно, что базальтовая магма в больших объемах поступает непосредственно из верхней мантии, например в рифтовых зонах океанов или в трапповых провинциях континентов. А кислая магма может образоваться как в результате процессов магматической дифференциации, так и путем плавления участков гранитно-метаморфического слоя, или анатексиса. В целом можно отметить, что магматические очаги возникают либо в самых верхах мантии, либо в земной коре.

Существуют грязевые вулканы, связанные с районами развития нефтяных залежей (Апшеронский, Таманский, Керченский п-ова, Иран и др.), действующей силой в которых является не магма, а газы органического происхождения, выброс которых формирует грязевые вулканы, высотой в десятки и сотни метров, с кратерами, из которых изливаются потоки грязи с обломками осадочных пород (рис. 35 и 36 на цветной вклейке).

Глава 16

МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ

Метаморфизм — это процесс преобразования первично магматических или осадочных пород под воздействием температуры (Т), давления (Р) и флюидов (F), преимущественно водно-углекислых жидких или газожидких флюидов, содержащих ионы К, Na, Ca, F, B, S и др., часто существующих в надкритических растворах.

Метаморфические изменения в горных породах начинаются при повышении температуры до +200 °С и увеличении всестороннего, т. е. литостатического, давления, возникающего под тяжестью вышележащих пород. Однако не только это давление играет важную роль. Не меньшее значение имеют стресс, боковое давление, обеспечивающее различное напряженное состояние горных пород, в результате которого открываются пути для миграции глубинных мантийных флюидов, являющихся главными переносчиками тепла, т. к. кондуктивный теплообмен в горных породах крайне незначителен. Без флюидного потока вероятность метаморфизма невелика, хотя необходимо принимать во внимание и геотермический градиент, который сильно изменяется в разных районах (от 5° до 180° и даже более на 1 км глубины).

Перечисленные выше главные факторы метаморфизма — температура, флюиды, давление — оказывают влияние на любые горные породы, находящиеся на различной глубине, при этом время не особенно важно при метаморфизме. Например, лавы раннего протерозоя (2,2 млрд лет) в Прибайкалье почти не отличаются от голоценовых лав (6–4 тыс. лет) Эльбруса; глины кембрийского возраста (550 млн лет) под Санкт-Петербургом выглядят почти так же, как и современные глинистые отложения. Многочисленными нефтяными скважинами вскрыты неизмененные осадочные отложения на глубинах свыше 8 км. Известны случаи, например на о. Исландия, где начальные стадии метаморфизма установлены на глубине всего 0,5 км, по данным бурения. В то же время толщи пород на глубине 20 км, если судить по данным сейсмических исследований, совсем не испытали метаморфических изменений. Поэтому флюиды являются одним из важнейших факторов метаморфизма.

Все метаморфические породы можно разделить на две группы, исходя из того, какие осадочные или магматические породы подвергаются метаморфизму.

Первая группа — парапороды, они образовались из первично осадочных пород. Например, из карбонатных пород получаются мраморы, из песчаников — кварциты, из глин — филлиты и др.

Вторая группа — ортопороды, они сформировались из первично магматических пород, например метабазиты — из базальтов.

16.1. ФАЦИИ МЕТАМОРФИЗМА

Метаморфические породы весьма разнообразны. Из одних и тех же исходных, первичных пород, в зависимости от действия факторов метаморфизма, могут образоваться различные метаморфические породы. Изменение температуры, давления, химического состава флюидов приводит к изменению минерального состава первичной породы, который стремится приспособиться к условиям. Этот комплекс новых минералов, или парагенезис (сонахождение), называется метаморфической фацией (рис. 16.1). Так как исходные породы, подвергающиеся метаморфическим изменениям, чрезвычайно разнообразны, то в пределах одной метаморфической фации могут существовать разные парагенезисы минералов, а одна исходная порода может давать разные метаморфические породы в различных фациях. Например, глина, метаморфизуясь, превращается в глинистые сланцы, а они в фации зеленых сланцев превращаются в филлиты; в амфиболитовой фации — в двуслюдяные сланцы; в гранулитовой фации — в биотит-гиперстен — кордиеритовые гнейсы.

Указанные выше фации — зеленосланцевая, амфиболитовая и гранулитовая — отвечают ступеням метаморфизма: низкой, средней и высокой, отвечающим степени усиления метаморфических преобразований первичной породы (рис. 16.2, 16.3). Гранулитовая фация и соответствующий ей парагенезис минералов свидетельствуют о температуре +700–1000 °С, давлении от 2 до 12 Кбар и глубине 10– 40 км. При меньших температурах и давлениях другие минеральные парагенезисы будут характеризовать другие метаморфические фации — амфиболитовую, эпидот-амфиболитовую, зеленосланцевую, цеолитовую.

Переход от пород низших ступеней метаморфизма к высшим называется прогрессивным метаморфизмом. Если уже метаморфизованная порода подвергается воздействию более низких температур и давлений, то говорят о регрессивном (ретроградном) метаморфизме, или диафторезе.